Comissão Org anizadora anizadora XVI XVI Simpós Simpós ito Nacional de Estudos Tectônicos/ X International International Symposi um on Tectonic s
Luiz Cesar Correa Gomes – UFBA (Presidente XVI SNET / X IST) Adilson Soares - UNIFESP UNIFESP Andréa Ritter Jelinek - UFRGS UFRGS Carlson de M. M. Leite – PETROBRAS Carlos C. Uchôa Lima - UEFS Carolina Reis - UFBA Iata Anderson de Souza - UNESP Jailma S. Souza de Oliveira - UFBA Marcio Mattos Paim - UFBA Rita C. L. Menezes de Oliveira - CPRM Simone Cerqueira P. Cruz - UFBA Talles Souza Ferreira - PETROBRAS Washington Franca Rocha - UEFS _________________________________________________________________________________________ Conselho Científico
Comissão Estudantil
Caroline Janette Souza Gomes - UFOP
Laís César Sacramento (UFBA)
Elton Luiz Dantas - UnB
Leonel Barros Galvão (UFBA)
Fernando César Alves da Silva - UFRN
Lia Nogueira Garpelli (UNESP)
Fernando Flecha de Alkmim - UFOP
Vanderlúcia dos Anjos Cruz (UFBA)
Gorki Mariano - UFPE João Marinho de Morais Neto - PETROBRAS Marcos Roberto Fetter Lopes - PETROBRAS PETROBRAS Reginaldo Alves dos Santos - CPRM Sergio Pacheco Neves - UFPE _________________________________________________________________________________________ Diretoria Executiva d a Sociedade Brasileira de Geologia (SBG)
Gilmar Vital Bueno – UFF (Diretor Presidente) Luiz Carlos da Silva – CPRM (Diretor Vice-Presidente) Fábio Braz Machado – UNIFESP (Diretor Secretário) Carlos Henrique Grohmann de Carvalho – USP (Diretor Financeiro) Julia Barbosa Curto Ma – UnB (Diretor de Comunicação e Publicações) Rosemary Hoff – EMBRAPA (Diretor de Programação Técnico-Científica) Rogério Cardoso Gontijo – PETROBRAS PETROBRAS (Diretor Adjunto)
Mensagem Mensagem da Comissão
É com grande satisfação que iniciamos o XVI SIMPÓSIO NACIONAL DE ESTUDOS TECTÔNICOS (SNET) e o X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS. Em 2017 o SNET completa 30 anos desde a sua primeira edição, que também ocorreu em Salvador. A preparação do evento não foi tarefa das mais fáceis, tendo em vista a dificuldade atual de captação de recursos financeiros para a sua organização. Apesar disto, graças aos esforços da Comissão Organizadora, das instituições parceiras, patrocinadoras e financiadores, e dos colaboradores, teremos um evento bem estruturado contando com aproximadamente 210 inscritos, 130 trabalhos distribuídos em 6 sessões temáticas. Os conferencistas internacionais e nacionais apresentarão temas de relevância mundial aos participantes do evento. Como atividades complementares, foram oferecidos dois minicursos relacionados com Orógenos e Sistemas Distensivos. Além disso, três palestras vão ser oferecidas na Seção Didática. Uma excursão será realizada após o Simpósio para a Bacia do Tucano e será uma boa oportunidade de trocas de experiências, discussões de modelos e integração. Em se tratando de um evento realizado na cidade de São Salvador, capital da Terra da Felicidade, esse simpósio não poderia deixar de ter uma programação social, cujo principal objetivo é a integração entre estudantes, de graduação e pósgraduação, e profissionais de universidades e empresas. Em seu momento de comemoração de 30 anos, o SNET homenageia 18 geocientistas que colaboraram com o estudo da evolução tectônica do Estado da Bahia, destacando-se pesquisadores de universidades e empresas. Além disso, a comissão preparou uma homenagem especial para os seus idealizadores, o Dr. Ian Davison e o Dr. Peter Hackspacher. Hack spacher. Os nossos agradecimentos especiais aos participantes, patrocinadores (PETROBRAS, Governo Federal e Votorantim Metais), financiadores (Conselho Nacional Pesquisa – CNPq e a Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior- CAPES) e apoiadores institucionais (UFBA, UEFS, UNESP, UFF, UFRGS, UFPE, UFRN, UNIFESP, CPRM, CBPM). Sem esse apoio a realização desse evento de grande importância não seria possível. Assim, é com grande prazer que damos as boas vindas a todos e desejamos uma boa estadia na Terra de Todos os Santos. Que o nosso simpósio aconteça num clima de confraternização com os nossos pares e com todo o povo baiano, que os receberão de braços abertos.
Comissão Organizadora XVI SNET / X IST
SUMÁRIO Sessão Sessão 01 01 – Análise Estr Estrutur utur al e Microtectôni Microt ectônica ca DIAGÊNESE ESTRUTURAL: PESQUISAS NO ESTUDO DE FRATURAS/ FALHAS E O EXEMPLO DOS LUTITOS FRATURADOS, PORTADORES DE ÓLEO, NO GRÁBEN DE CANDEIAS, BACIA DO RECÔNCAVO............................................................................................................... ..................................................................................................................................................... ...................................... 2 Carlson de Matos Maia Leite; Édson Souza Medeiros; Antônio Fernando Menezes Freire; Márcio Ferreira Guimarães; Roberto Salvador Francisco D’Avila
GEOLOGIA ESTRUTURAL DO SISTEMA DE NAPPES ANDRELÂNDIA, NA REGIÃO DE LIBERDADE (MG) ...................................................... ................................................................................................................... .............................................................................................................. .................................................6 Sergio W. de Oliveira Rodrigues, Mário da Costa Campos Neto , Frederico Meira Faleiros
ANÁLISE DE LINEAMENTOS LINEAMENTOS ESTRUTURAIS NA REGIÃO DE LIBERDADE LIBERDADE (MG) .................................... 10 Sérgio W. de Oliveira Rodrigues
ANÁLISE GEOLÓGICA-ESTRUTURAL DAS PORÇÕES NOROESTE E SUDESTE DE CACHOEIRA DO CAMPO, MG ............................................................................................................................................... ..................................................................................................................................................... ...... 14 Leonardo Vigário Moreira de Castro, Pedro Henrique Silva Barbosa, Gustavo Carpentieri, Glauco Angeli, Daniel Goulart Campos, Bruno Vigário Moreira de Castro, Felipe Portella Vigário, Carolina Mello Rodrigues
ANÁLISE CINEMÁTICA ESTRUTURAL NA REGIÃO DA SERRA DE JACOBINA – SISTEMAS DE FALHAS E DOBRAMENTOS ....................................................................................................... .......................................................................................................................................... ................................... 18 Fabrício Pereira dos Santos, Daniel Augusto de Miranda, Rita Cunha Leal Menezes, Carolina Reis
CARACTERIZAÇÃO DO ARCABOUÇO ESTRUTURAL DOS ARREDORES DE LIMOEIRO (PE), REGIÃO LESTE DO DOMÍNIO RIO CAPIBARIBE, ZONA T RANSVERSAL - PROVÍNCIA BORBOREMA.................. 22 Caio dos Santos Pereira, Maria de Fátima Lyra de Brito, Carlos Alberto dos Santos, Priscila Rezende Fernandes, Milena Rocha de Aquino, Roberto Gusmão Gusmão de Oliveira, Oliveira, Nitzschia Regina Regina Rodrigues Domingos, Domingos, Edlene Pereira da Silva, Edilton José José dos Santos
STRUCTURAL ANALYSIS AND TRANSITION FROM THIN- TO THICK-SKINNED TECTONICS DURING THE NEOPROTEROZOIC OROGENY IN THE BRASÍLIA BELT ................................................................... 26 Lucan Mameri, Tiago Angelo, Gabriel Bordonal, Pedro Kimura, Stephanie Reis, Marco Antonio Caçador Martins-Ferreira
ESTUDO PETROGRÁFICO E MICROTECTÔNICO DOS GRUPO PARANOÁ E CANASTRA, NORTE DO DF E ENTORNO......................................................... ...................................................................................................................... ...................................................................................... ......................... 30 Rafael Henrique Grudka Barroso, José Oswaldo de Araújo Filho, Edi Mendes Guimarães
O SISTEMA DE ZONAS DE CISALHAMENTO CONGO-CRUZEIRO DO NORDESTE/SANTO ANDRÉ (PROVÍNCIA BORBOREMA, NE DO BRASIL): CINEMÁTICA E IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS.................. 34 Sérgio Pacheco Neves, Paulo Castellan Medeiros, Dionísio da Conceição Casimiro
EVOLUÇÃO TECTÔNICA NO SEGMENTO CENTRAL DO ALINHAMENTO MAGMÁTICO CABO FRIO. ...38 Felipe Rodrigues Ferroni, Claudio Limeira Mello, Nivaldo Destro
MIGMATITOS E ARCABOUÇO ESTRUTURAL DO COMPLEXO SANTA ISABEL NA REGIÃO DE RIACHO DE SANTANA, BA - ANÁLISE PRELIMINAR ................................................................................................. ................................................................................................... 42 Érica Neres dos Santos, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Vanderlúcia dos Anjos Cruz, Rebeca de Jesus Barbosa, Yuri Cesár Figueirêdo Costa, Pedro Ribeiro Rabelo de Santana, Ib Silva Câmara, Lindaura de Lucena Macedo, Daniela Leal Rodrigues, Rodrigo Lacerda Rangel Santos, Marcio Mattos Paim
GEOLOGIA ESTRUTURAL A NORTE DA SERRA DA MATRICULADA EM DIAMANTINA-MG ................... 46 Rhaiana Brandão Oliveira, Flávio Henrique Fonseca Rocha, Vinicius Henrique Sena, Carolina Figueiredo Almeida
ANÁLISE ESTRUTURAL DO ENXAME DE DIQUES MÁFICOS NA PORÇÃO CENTRO LESTE DO ESTADO DA BAHIA, BRASIL ......................................................... ...................................................................................................................... ................................................................ ... 50 Pedro Ribeiro Rabelo de Santana, Márcio Mattos Paim, Florivaldo Oliveira Sena, Luis Rodrigues dos Santos de Oliveira, Rebeca Santos de Almeida Nascimento, Ib Silva Câmara, José Haroldo da Silva Sá, Rebeca de Jesus Barbosa
ARCABOUÇO ESTRUTURAL DO GREENSTONE BELT RIACHO DE SANTANA, CRÁTON DO SÃO FRANCISCO, BAHIA ............................................................................................................... ........................................................................................................................................ ......................... 54 Yuri César F. Costa, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Vanderlucia dos Anjos Cruz, Érica Neres dos Santos, Rebeca de Jesus Barbosa, Gustavo de Almeida Ferreira, Cleiton Rafael Soares Alves, Márcio Mattos Paim
ANÁLISE ESTRUTURAL DO COMPLEXO COMPLEXO SANTA ISABEL, GUANAMBI/BA GUANAMBI/BA ................................................58 Liomar de Jesus dos Santos, Éder Luís Mathias Medeiros, Clayton Ricardo Janoni
EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DO SINCLINAL PIEDADE, PORÇÃO NORDESTE DO QUADRILÁTERO FERRÍFERO, MG ........................................................ .................................................................................................................... ..................................................................................... ......................... 61 Jhonny Nonato da Silva, Sabrine Conceição de Moraes, Yuri Ribeiro, Ariane Araújo Reis, Ingrid Rayane dos Santos Rocha, Pedro Henrique de Paula Ferreira, Tatiane da Silva Cardoso Araújo, Cibele Clauver de Aguiar, Dionísio Uendro Carlos
CONTRIBUIÇÃO AO MAPEAMENTO GEOLÓGICO DA SEQUÊNCIA METAVULCANOSSEDIMENTAR PALEOPROTEROZOICA NA REGIÃO DE CACULÉ-BA ...................................................................... ................................................................................ .......... 65 Erick M. Vaz Guedes, Igor V. P. do Nascimento, Matheus P. Feitosa, Pablo G. Junqueira, Simone C. P Cruz, Marcio Mattos Paim, Maria Clara M. C. Duarte, Vanderlúcia A. Cruz, Yuri C. F. Costa
ANÁLISE ESTRUTURAL E PETROGRÁFICA DO COMPLEXO MÁFICO-ULTRAMÁFICO BARRA DO GAMELEIRA NA REGIÃO DE ALMAS-TOCANTINS ...................................................................................... ......................................................................................69 Tassiane Pereira Junqueira; Marina Seraine Fernandes de Souza; Marco Antônio Caçador Martins-Ferreira
ANÁLISE DE PARÂMENTROS PARÂMENTROS ESTRUTURAIS E GEOMECÂNICOS GEOMECÂNICOS EM ROCHAS SILICICLÁSTICAS.....73 Igor Vinícius Lima Silva, Cayo César Cortez Pontes, Francisco Cézar Costa Nogueira, Tiago Siqueira de Miranda, Jorge André Braz de Souza, Bruno Raphael Barbosa Melo de Carvalho
RELAÇÃO ENTRE FALHAS E BANDAS DE DEFORMAÇÃO NO ARENITO ILHAS, BACIA DO TUCANONE DO BRASIL............................................................ ........................................................................................................................ ..................................................................................... ......................... 77 Ricardo de Souza Rodrigues, Fernando César Alves da Silva
INFLUÊNCIA DE BANDAS DE DEFORMAÇÃO NOS ASPECTOS TEXTURAIS (2D) E DE POROSIDADE EM ROCHAS SILICICLÁSTICAS .................................................................................... ..................................................................................................................... ................................. 81 Gabriel Ramos Agra Mello, Andreza Sousa Silva, Franklyn Macedo Souza, Francisco Cézar Costa Nogueira, José Agnelo Soares, Jorge André Braz de Souza, Bruno Raphael Barbosa Melo de Carvalho
ANÁLISE DE LINEAMENTOS E CORRELAÇÃO TECTONOESTRUTURAL DA REGIÃO SETENTRIONAL DO COMPLEXO ÍNTRUSIVO SANTA ANGÉLICA, ES, BRASIL .................................................................... ....................................................................85 Daniel Tonini Peterle, Heitor Miranda de Oliveira, Caio Vinícius Grabrig Turbay Rangell, Calvin Candotti, Eduardo Fontana
INTERPRETAÇÃO DE LINEAMENTOS MAGNÉTICOS E ANÁLISE DE FEIÇÕES ESTRUTURAIS DA REGIÃO COMPREENDIDA ENTRE VIEIRÓPOLIS (PB) E PARANÁ (RN), DOMÍNIO RIO GRANDE DO NORTE DA PROVÍNCIA BORBOREMA ..................................................... .......................................................................................................... .....................................................89 José F. de Araújo Neto, João Pedro S. Bezerra, Igor M. B. de Albuquerque e Souza, Lauro Cézar M. de Lira Santos, Sandra de B. Barreto, Thais A. Carrino, Vanessa B. Ribeiro
CONTRIBUIÇÃO DO SENSORIAMENTO REMOTO NO MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DA REGIÃO DE CAIÇARA (RN), DOMÍNIO RIO GRANDE DO NORTE, PROVÍNCIA BORBOREMA. .......................................................... ....................................................................................................................... ....................................................................................... ..........................93 José F. de Araújo Neto, Lauro Cézar M. de Lira Santos, Sandra de Brito Barreto, Glenda Lira Santos
SIGNIFICADO TECTÔNICO DO SISTEMA DE CISALHAMENTO COM DUPLA VERGÊNCIA DA PORÇÃO NORTE DA FAIXA SERGIPANA: IMPLICAÇÕES PARA A EVOLUÇÃO NEOPROTEROZOICA DA PROVÍNCIA BORBOREMA, NE DO BRASIL .................................................................................................. ..................................................................................................97 Haroldo Monteiro Lima, Lauro Cézar Montefalco de Lira Santos, Vanildo Almeida Mendes, Marcio Martins Pimentel, João Wojtyla Ferreira de Mendonça
GEOLOGIA E PETROGRAFIA DO GRANITO TASSEORO – FAIXA SUNSÁS – ORIENTE BOLIVIANO ..101 Valéria Damiani Rodrigues, Amarildo Salina Ruiz, Maria Zélia Aguiar de Sousa, Ramiro Matos, Amanda Juliano Massuda, Marianna Correia de Castro
Sessão Sessão 02 – Tectôni Tectôni ca de Cinturõ es Orogênicos e Áreas Áreas Cratôni cas SEQUÊNCIA METASSEDIMENTAR DE ITAPECERICA VINCULADA À COLISÃO (2.0 Ga) DO CINTURÃO MINEIRO, CRATON DO SÃO FRANCISCO: GEOCRONOLOGIA U-PB EM ZIRCÃO DETRÍTICO, IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS E INFERÊNCIAS PALEOGEOGRÁFICAS ..................................................105 Wilson Teixeira, Elson Paiva de Oliveira, P. Peng, Elton Luiz Dantas, Maria Helena Bezerra Maia de Hollanda
METAMORFISMO E TERMOBAROMETRIA DE PELITOS DA FORMAÇÃO CAPIRU: IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS PARA FAIXA RIBEIRA MERIDIONAL ................................................................................... ................................................................................... 109 Frederico Meira Faleiros
CARACTERIZAÇÃO DE ROCHAS METAMÁFICAS DO ARCO MAGMÁTICO DO OESTE DA BAHIA SITUADAS NA REGIAO ENTRE CACULÉ E IBITIRA, I BITIRA, BAHIA ..................................................... ...................................................................... ................. 112 Ravena Santos Vitória, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Angela Beatriz de Menezes Leal
TECTONIC SETTING OF THE 1.7 Ga AÇUCENA A-TYPE GRANITE DURING THE BRASILIANO OROGENY ....................................................... ................................................................................................................... .............................................................................................. .................................. 116 André Azevedo Klumb Oliveira, Carlos Carlos Maurício Noce, Noce, Lydia Maria Lobato Lobato
QUANTAS SEQUÊNCIAS METAVULCANOSSEDIMENTARES PRÉ-ESTATERIANAS EXISTEM A OESTE DO LINEAMENTO CONTENDAS MIRANTE – JACOBINA? NOVOS DADOS E CORRELAÇÕES REGIONAIS .................................................... ................................................................................................................. ................................................................................................ ...................................120 Simone Cerqueira Pereira Cruz, Johildo S. F. Barbosa, Moacyr Moura Marinho; Jean Jacques Peucat, Jean Louis Paquette
DETERMINAÇÃO DO LIMITE ENTRE OS BLOCOS JEQUIÉ E GAVIÃO UTILIZANDO PERFIS GEOLÓGICOS E GRAVIMÉTRICOS TERRESTRES ................................................................................... ................................................................................... 124 Carina Graciniana Lopes; Anderson R. A. S. Meneses; Carlos Eduardo Ganade; Ricardo Cavalcanti Santiago
O TERRENO JAGUARÃO: CARACTERIZAÇÃO GEOTECTÔNICA DE NOVO DOMÍNIO GEOLÓGICO NO SUDESTE DO RIO GRANDE DO SUL .................................................................. .......................................................................................................... ........................................128 Rodrigo Fabiano da Cruz, Carlos Moacyr da Fontoura Iglesias, Andrea Sander, Andrea Beltrão Finamor
OS RIFTES ESTATERIANO-TONIANO DO SETOR SUL DO AULACÓGENO DO PARAMIRIM, PALEOPLACA SÃO FRANCISCO-CONGO: NOVOS DADOS E CORRELAÇÕES REGIONAIS ................132 Caroline Novais Bitencourt, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Vanderlúcia dos Anjos Cruz
STRUCTURAL EVOLUTION MODELLING OF A SUTURE ZONE CONTROLLED BY A CRATONIC BUTTRESS – THE T HE CASE OF DOM FELICIANO OROGENIC BELT, SSE BRAZIL ..................................... ..................................... 136 Henrique Bruno, Julio Cesar Horta de Almeida, Monica da Costa Pereira Lavalle Heilbron, Marcelo dos Santos Salomão
CARACTERIZAÇÃO GEOFÍSICA DA JUNÇÃO ENTRE AS SERRAS DO CURRAL E MOEDA NO QUADRILÁTERO FERRÍFERO: ZONA DE CHARNEIRA DA NAPPE CURRAL ..........................................140 Thiago José Augusto Madeira, Maria Silvia Carvalho Barbosa, Issamu Endo, Luand Roberto Aparecido Piassa
A PROVÍNCIA ANOROGÊNICA PRECURSORA AO ORÓGENO ARAÇUAÍ-OESTE CONGO: NOVOS DADOS E INTEGRAÇÕES BRASIL-ÁFRICA .................................................................. ................................................................................................ .............................. 144 Anderson M. Victoria, Victoria, Simone C. P. Cruz, Cruz, Antônio C. Pedrosa Soares, Soares, Ramon N. Borges
CRYOGENIAN RIFT ARCHITECTURE AND RELATED GLACIOMARINE DEPOSITS ON TURMALINA REGION, ARAÇUAÍ OROGEN, BRAZIL ..................................................... ........................................................................................................ ...................................................148 Marco Paulo de Castro, Maria Eugênia Silva de Souza, Maximiliano de Souza Martins, Gláucia Nascimento Queiroga, Leon Dias Oliveira
O “THRUST BELT” RIACHÃO DO BACAMARTE- SUDESTE DA ZONA T RANSVERSAL, NE BRASIL.....152 Benjamim Bley de Brito Neves, Mario da Costa Campos Neto, Edilton José dos Santos
MAPEAMENTO EM ESCALA 1:25.000 DE PARTE DA QUADRÍCULA DE GUINDA, PORÇÃO MERIDIONAL DA D A SERRA DO ESPINHAÇO ........................................................................................ ................................................................................................. ......... 156 Vanessa Resende de Andrade, Raísa Brito Vilela, Paula Quindeler de Salles Abreu, Danilo Fonseca Lana
DELIMITAÇÃO DE ÁREAS CRATÔNICAS A PARTIR DA TERMOCRONOLOGIA POR TRAÇOS DE FISSÃO EM APATITAS: O CASO DOS CRÁTONS RIO DE LA PLATA, LUÍZ ALVES E SÃO FRANCISCO..................................................... ................................................................................................................. .............................................................................................. .................................. 160 Andréa Ritter Jelinek, Jelinek, Christie Heloise Heloise Engelman de Oliveira Oliveira
OS INÉDITOS KOMATIÍTOS DO GREENSTONE BELT MUNDO NOVO: PETROGRAFIA, LITOGEOQUÍMICA E AMBIENTE TECTÔNICO ........................................................................................... ........................................................................................... 164 Ricardo Ramos Spreafico, Johildo Salomão Figueiredo Barbosa, Antônio Marcos de Moraes
EVIDÊNCIAS DE TEXTURA SPINIFEX E ESTRUTURAS DE FLUXO NAS ROCHAS ULTRAMÁFICAS DA REGIÃO DE RIACHO DE SANTANA, SUDOESTE DA BAHIA .................................................... ..................................................................... ................. 168 Márcio Mattos Paim, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Herbet Conceição.
O USO DE LIP’S NO REPOSICIONAMENTO DOS PROTO-CRATONS SULAMERICANOS EM COLUMBIA NA TRANSIÇÃO OROSIRIANO-ESTATERIANO ...................................................................... .......................................................................................... .................... 171 Alexandre de Oliveira Oliveira Chaves, Wellison Wellison Martins Fonseca, Fonseca, Victor Luiz Luiz Silva Leal
CONTROLE ESTRUTURAL DAS INTRUSÕES TARDIAS DO BATÓLITO MONSOSIENÍTICO GUANANBIURANDI – ASPECTOS PRELIMINARES ...................................................................................................... ...................................................................................................... 175 Rodrigo Lacerda Rangel Santos, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Danilo Heitor Caires Tinoco Bisneto Melo, Vanderlúcia dos Anjos Cruz, Érica Neres dos Santos, Marcio Mattos Paim
GEOLOGIA DOS ORTOANFIBOLITOS DA UNIDADE GENTILEZA, DOMÍNIO CANINDÉ: UMA CONTRIBUIÇÃO AO ENTENDIMENTO DA EVOLUÇÃO DA FAIXA DE DOBRAMENTOS SERGIPANA, NE BRASIL ............................................................ ......................................................................................................................... ............................................................................................... ..................................179 Leidiane C. de Carvalho de Liz, Adriane Machado, Joaquim Daniel de Liz, Josiene Maria de Almeida
ZONA DE CISALHAMENTO SANTA RITA, PROVÁVEL SUTURA ENTRE OS TERRENOS PARAGUÁ E RIO ALEGRE/ALTO GUAPORÉ .................................................................................................................... ....................................................................................................................183 Davi Brustolin Sperandio, Amarildo Salina Ruiz, Rafael Duarte Modesto, Felipe Câncio Camilo de Oliveira, Belit Caroline Rocha Lessa
ARCABOUÇO ESTRUTURAL E CONTROLES TECTÔNICOS QUE OPERARAM DURANTE A SEDIMENTAÇÃO DA FORMAÇÃO TRÊS MARIAS NO N O SINCLINAL DE D E BUENÓPOLIS (MG) ................... 187 Fernanda Fonseca Guedes, Maximiliano de Souza Martins, Tulio Delogo Tavares, Fernando Flecha Alkmim
DIQUES ARAUÁ: REGISTRO DO MAGMATISMO PÓS-COLISIONAL OROSIRIANO NO EXTREMO NORDESTE DO CRÁTON SÃO FRANCISCO .............................................................................................. ..............................................................................................191 Joaquim Daniel de Liz, Leidiane Cerqueira de Carvalho de Liz, Victor de Freitas Soares, Cristine Lenz, Joemir Oliveira Andrade, Airton Ferreira Nascimento
EVIDÊNCIAS DE MAGMATISMO FISSURAL MÁFICO GIGANTE NA PORÇÃO NORDESTE DO CRÁTON DO SÃO FRANCISCO FR ANCISCO E SUA RELAÇÃO COM A PROVÍNCIA LITORÂNEA, LIT ORÂNEA, BAHIA, BRASIL ..................195 Pedro Ribeiro Rabelo de Santana, Márcio Mattos Paim, Florivaldo Oliveira Sena, Luis Rodrigues dos Santos de Oliveira, Rebeca Santos de Almeida Nascimento, José Haroldo da Silva Sá
ARCABOUÇO ESTRUTURAL DA SEQUÊNCIA METAVULCANOSSEDIMENTAR EXTREMA, NA REGIÃO DE CORRENTINA, OESTE DA BAHIA ....................................................... .......................................................................................................... ...................................................199 Liomar de Jesus dos Santos, Clayton Ricardo Janoni, Éder Luís Mathias Medeiros
PETROLOGY GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY U/PB AND SM /ND OF TARUMÃ GRANITE OF SAN IGNACIO OROGENY – PARAGUA TERRANE, BRAZIL-BOLIVIA BORDER ...................................... ...................................... 203 João Batista de Matos, Amarildo Salina Ruiz, Maria Zélia Aguiar de Sousa, Maria Elisa Fróes Batata, Gabrielle Aparecida de Lima, Jean Michel Lafon
GRANITO RAPAKIVI DA SUÍTE MAGMÁTICA CAAPUCÚ: DISCUSSÕES PRELIMINARES SOBRE ESTA OCORRÊNCIA NO SUL DO PARAGUAI .................................................... ....................................................................................................... ...................................................207 Amanda Figueiredo Granja Granja Dorilêo Leite, Amarildo Salinas Ruiz, Ruiz, Maria Zelia Aguiar de Sousa, Narciso Cubas, Uly Gabrielle Marangoni Marangoni de Paula
MAPEAMENTO GEOLÓGICO 1:25000 DA REGIÃO DO MORRO DO JUÁ, GOUVEIA-MG. ...................... 211 Gustavo Filemon Costa Lima, Nilo Henrique Balzani Lopes, Gabriel F. Gonçalves, Rodrigo V. Filard
CORRELAÇÃO GEOQUÍMICA E INVESTIGAÇÃO DA FONTE MANTÉLICA DOS DIQUES MÁFICOS DA CHAPADA DIAMANTINA E DO BLOCO GAVIAO (BRUMADO), BAHIA, BRASIL ....................................... ....................................... 215 Lílian Mercês Pereira Varjão, Angela Beatriz de Menezes Leal
MAPEAMENTO GEOLÓGICO DE UMA ÁREA INSERIDA A LESTE DO DISTRITO BERILÂNDIA, MUNICÍPIO DE QUIXERAMOBIM – CE ........................................................................................................ ........................................................................................................219 Vanessa de Sousa Gomes, José de Araújo Nogueira Neto, Francisco Diones Oliveira Silva, Joel Pedrosa Sousa
GEODINÂMICA DO CRÁTON AMAZÔNICO DURANTE O STENIANO: RESULTADOS PALEOMGNÉTICOS PRELIMINARES DA SUÍTE INTRUSIVA HUANCHACA ............................................ ............................................ 223 Franklin Bispo-Santos, Manoel S. D’Agrella-Filho, D’Agrella-Filho, Amarildo S. Ruiz, Renato P. Almeida, Ricardo Trindade
TRACING THE SÃO FRANCISCO PALEOCONTINENT USING P-WAVE SEISMIC TOMOGRAPHY .......227 Marcelo Peres Rocha, Paulo Araújo de Azevedo, Marcelo Sousa de Assumpção
DISCUSSÃO SOBRE O SIGNIFICADO TECTÔNICO DA NAPPE SERRA DE JABITACÁ NA REGIÃO DE FLORESTA-PE, PROVÍNCIA BORBOREMA, NE DO BRASIL .................................................... ..................................................................... ................. 231 Lauro Cézar M. de Lira Santos, Edilton J. Santos, Elton L. Dantas, Haroldo M. Lima
ESTRUTURA CRUSTAL NA PORÇÃO SUL DA PROVÍNCIA BORBOREMA UTILIZANDO FUNÇÃO DO RECEPTOR ..................................................... .................................................................................................................. ............................................................................................... ..................................234 Chris Busnello Fianco, George Sand França, Carlos da Silva Vilar, Roberto Max Argollo, Diogo F. Albuquerque
TERMOCRONOLOGIA POR TRAÇOS DE FISSÃO EM ZIRCÃO APLICADA À ORTOGNAISSES DO EMBASAMENTO DO CINTURÃO ARAGUAIA ...................................................... .............................................................................................. ........................................238 Airton N. C. Dias, Candido Candido A. V. Moura, Farid Farid Chemale Jr, Thais Thais P. R. Oliveira, Oliveira, Kelvin M. Masuyama Masuyama
Sessão 03 - Neotectônica LINEAMENTS AND TECTONICS OF THE SÃO PEDRO AND BOTUCATU RIDGE REGION – SOUTHEASTERN BRAZIL.................................................... BRAZIL................................................................................................................ ......................................................................... ............. 243 Marcos Roberto Pinheiro, Paola Cianfarra, Francesco Salvini
ANÁLISE 3D DA DEFORMAÇÃO TECTÔNICA CENOZOICA EM AFLORAMENTO DA FORMAÇÃO PINDAMONHANGABA (BACIA DE TAUBATÉ, T AUBATÉ, RIFT CONTINENTAL DO SUDESTE DO BRASIL) ...........247 Cheyenne Campos da Silva, Claudio Limeira Mello, Aline Theophilo Silva, Mathieu Moriss
FEIÇÕES ESTRUTURAIS EM RADARGRAMA DE DEPÓSITOS DA FORMAÇÃO RESENDE (BACIA DE VOLTA REDONDA, RJ) ......................................................... ..................................................................................................................... ........................................................................ ............ 251 Verônica de Carvalho Batista, Claudio Limeira Mello, Alípio José Pereira, Amilsom Rangel Rodrigues
TELESEISMS REGISTERED IN SEISMOGRAPHIC STATION AQUIDAUANA AQUIDAUANA - MS - BRAZIL IN 2015 YEAR ..................................................... .................................................................................................................. ......................................................................................................... ............................................254 Danilo Cesar Silva Corrêa, Edna Maria Facincani, Tiago Gomes da Silva, Gustavo Marques e Amorim, Thamyres Lana Gehlen
SIGNIFICADO TECTÔNICO DE PADRÕES DE LINEAMENTOS NA REGIÃO CONTINENTAL ADJACENTE ÀS BACIAS MARGINAIS MARGINAIS DO SUDESTE DO BRASIL....................................................... ................................................................................... ............................ 258 Thaís Coelho Brêda, Claudio Limeira Mello, Anderson Moraes
ANÁLISES SISMOLÓGICAS DA ESTAÇÃO DE AQUIDAUANA (AQDB) – TELESSISMOS E SISMOS REGIONAIS, NO PERÍODO DE 01/01/2013 A 31/12/2014 3 1/12/2014 ................................................................... ........................................................................... ........ 262 Estevão Vasconcello Campos Tadeu, Gustavo Marques e Amorim, Tiago Gomes da Silva, Edna Maria Facincani, Thamyres Lana Gehlen, Leonardo Teixeira Sousa
TERREMOTOS NO PANTANAL: 2009 E 2015, MAGNITUDES 4.3 E 3.8 Mw .............................................266 Edna Maria Facincani, Marcelo Assumpção, Tiago Gomes da Silva, Fábio Luiz Dias, Gustavo Marques e Amorim
ANISOTROPIA SÍSMICA DO MANTO SUPERIOR SOB O NOROESTE DO PERU A PARTIR DA DIVISÃO DE ONDAS CISALHANTES SKS................................................................................................................... 270 Cristobal Condori, George Sand França, Hernando Tavera, Caroline Eakin
KNICKPOINTS NO OESTE DA BAHIA – AS CACHOEIRAS DO ACABA VIDA E DO REDONDO COMO PRODUTOS DA NEOTECTÔNICA................................................................................................................274 José Edson Anunciação Santos Filho, Clayton Ricardo Janoni, Éder Luís Mathias Medeiros
ASPECTOS MICROESTRUTURAIS ASSOCIADOS A FEIÇÕES DE DEFORMAÇÃO EM ARENITOS POUCO CONSOLIDADOS DA FORMAÇÃO RESENDE (BACIA DE VOLTA REDONDA, RJ) ...................277 Teresa Rotava, Suelen do Nascimento Vogel, Claudio Limeira Mello, Aline Theophilo Silva
A SISMICIDADE EM SOBRAL-CE ................................................................................................................. 281 Afonso Rodrigues de Almeida, Robert de Lima Muniz
MORFOMETRIA E POSSÍVEIS IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS DA BACIA HIDROGRÁFICA DO RIO DAS MORTES, REGIÕES DE CAMPO VERDE E PRIMAVERA DO LESTE, MT ................................................285 Lena Simone Barata Souza, Marvim F. M. Alves, Danilo Guilherme Queiroz R. da Silva, Jackson Douglas Silva da Paz, Caiubi Emanuel Souza Kuhn
RIBEIRÃO DAS LAJES GRABEN: A MORPHOTECTONIC STRUCTURE DEVELOPED IN THE NORTHWESTERN BORDER OF GUANABARA GRABEN, RJ, BRAZIL ..................................................... 289 Sílvia Real e Silva, Gabriel Pinheiro Souza, Ambrosina Helena Ferreira Gontijo-Pascutti
TRANSFORM FAULTS AND ASSOCIATED D-MORB MAGMATISM, EXAMPLE OF THE SIQUEIROS FRACTURE ZONE 8°20’ N – 8°30’ N, EAST PACIFIC RISE ........................................................................293 Júlia F. Gonçalves, Michael R. Perfit, Ângela B.M. Leal. Lílian M. P. Varjão
INTEGRAÇÃO DAS DIREÇÕES DE ESFORÇOS E DEFORMAÇÕES NA PLATAFORMA SUL AMERICANA .................................................................................................................................................. 297 Giuliano Sant’anna Marotta, George Sand França, Marcelo Peres Rocha, Mônica Giannoccaro Von Huelsen
DELIMITAÇÃO E INTERPRETAÇÃO DOS LINEAMENTOS ESTRUTURAIS ASSOCIADOS À NEOTECTÔNICA E TRAÇADOS EM MODELO DIGITAL DE SUPERFÍCIE POR MEIO MANUAL NA REGIÃO LITORÂNEA DO RECIFE/PE À NATAL/RN ................................................................................... 300 Samile da Silva Regis, Luiz Cesár Corrêa Gomes
Sessão 04 – Tectônica de Bacias STENIAN SEDIMENTATION IN THE GANDARELA SYNCLINE AND ITS IMPLICATIONS FOR A TECTONIC EVOLUTION OF THE NORTHEASTERN PORTION OF QUADRILÁTERO FERRÍFERO, SOUTHERN SÃO FRANCISCO CRATON, BRAZIL......................................................................................305 Luiz Fernandes Dutra, Maximiliano Martins, Cristiano Lana, Luiz Camilo Pinto, Marco Antônio Fonseca, Sergio Patusco, Marcos Saraiva, Daniel Ferreira Katahira, Ana Carolina Gomes
UNRAVELLING TWO TONIAN VOLCANOSEDIMENTARY SEQUENCES AND THE ROLE OF THEM IN THE CONTINENTAL RIFTING PROCESSES OF THE NEOPROTEROZOIC MACAÚBAS GROUP, SOUTHEASTERN BRAZIL............................................................................................................................. 309 Maria Eugênia Silva de Souza, Maximiliano de Souza Martins, Gláucia Nascimento Queiroga, Marco Paulo de Castro, Antônio Carlos Pedrosa-Soares, Ivo Antônio Dussin
FALHAS TRANSVERSAIS NO SISTEMA DE RIFTES DO RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ : NOVAS EVIDÊNCIAS SOBRE O SISTEMA DE FALHAS DE MATA-CATU ..............................................................313 João Mauricio Figueiredo Ramos, Talles Souza Ferreira
THE EVOLUTION OF AN INTRACONTINENTAL RIFT TO RIFTED MARGIN: THE CASE OF THE RECÔNCAVO-CAMAMU SYSTEM ...............................................................................................................317 Talles Souza Ferreira, João Maurício Figueiredo
ESTRUTURAÇÃO E ESTRATIGRAFIA DA BACIA BAMBUÍ NA REGIÃO DE MONTALVANIA-JAPORÉ, NORTE DE MINAS GERAIS .......................................................................................................................... 321 Mariana Meireles leite, Paulo Henrique Amorim Dias, Ricardo Diniz da Costa
IDENTIFICAÇÃO DE ESTRUTURAS DE SAL A PARTIR DE ANOMALIAS GRAVIMÉTRICAS RESIDUAIS NA BACIA DE SANTOS, SP .......................................................................................................................... 325 Renata R. Constantino, Eder Cassola Molina, Iata Anderson de Souza, Maria Gabriela Castillo Vincentelli
THE SUBSAHARIAN WESTERN AFRICAN RIFTED MARGINS: ARCHITECTURAL ELEMENTS AND CRUSTAL STRUCTURES ............................................................................................................................. 329 Maria Alice Nascimento Fagundes de Aragão, Luizemara Soares Alves Szameitat, António Manuel Figueiredo, Mônica Heilbron, Gianreto Manatschal
THE ‘HELMUT’ GEOPHYSICAL ANOMALY: A SINISTRAL TRANSTENSIVE SHEAR SYSTEM CONNECTING SANTOS AND CAMPOS BASINS, SOUTHEASTERN BRAZIL ...........................................333 Nolan Maia Dehler, Luciano Portugal Magnavita, Leonardo Correa Gomes, Caesar Rigoti, João Alberto Bach de Oliveira, Marília Vidigal Sant’anna, Felipe Garcia D. da Costa
INTEPRETAÇÃO SISMOESTRUTURAL DAS FASES PRÉ E SIN-RIFTE DA BACIA DO RIO DO PEIXE, NORDESTE DO BRASIL................................................................................................................................ 337 Rodrigo Ruan Silveira de Souza, Alex Francisco Antunes
THE PRE-SILURIAN RIACHÃO BASIN, A NEW PERSPECTIVE INTO THE BASEMENT CONFIGURATION OF THE CRATONIC PARNAÍBA BASIN, NE BRAZIL ...................................................................................341 Amanda Porto, Michael Daly, Emanuele La Terra, Sergio Fontes
HOW SOUTH AMERICA’S CLOCKWISE ROTATION CONTROLS RIFT, FLOOD BASALTS, DIKE SWARMS AND OIL ........................................................................................................................................ 345 Peter Szatmari, Edison José Milani
TRANSTRAÇÃO SINISTRAL E ROTAÇÃO DE BLOCOS INTRABACINAIS DURANTE A EVOLUÇÃO EOCRETÁCEA DO RIFTE DE CAMAMU ...................................................................................................... 349 Mário Neto C. de Araújo, Marco Antonio T. Romeiro, Fabrizio Dias Lima
DEFORMAÇÃO DA FASE RIFT E SUBSEQUENTE REATIVAÇÃO PÓS-RIFTE NA REGIÃO ONSHORE DA BACIA PERNAMBUCO, NORDESTE DO BRASIL........................................................................................353 Osvaldo José Correia Filho, José Antonio Barbosa, Francisco Hilário Rego Bezerra, Francisco Cézar Nogueira, Felipe Ribeiro Santana, Bruno Varela Buarque, José Ricardo Magalhães, Jefferson Tavares Cruz Oliveira, José Alves Silva
ARCABOUÇO GEOLÓGICO E ESTRUTURAL DO VAU DA BOA ESPERANÇA – BARREIRAS/OESTE DA BAHIA .............................................................................................................................................................357 Thiago Winicios Alves Araújo, Clayton Ricardo Janoni, Johildo Salomão Figueiredo Barbosa
EVOLUÇÃO TECTÔNICA E PREENCHIMENTO DA BACIA NATIVIDADE NA REGIÃO DE ALMAS – TO ...................................................................................................................................................................361 Marina Seraine Ferandes de Souza; Tassiane Pereira Junqueira; Túlio Gabriel Ramos Ribeiro; Marco Antônio Caçador Martins-Ferreira
MODELAGEM 2D DO GRÁBEN DO RIO SANTANA A PARTIR DE DADOS MAGNETOMÉTRICOS ........365 Gabriel Pinheiro Souza, Sílvia Real e Silva, Ambrosina Helena Ferreira Gontijo-Pascutti, Jonne Clay Fonseca Vidal
LITOESTRATIGRAFIA DA FORMAÇÃO MOEDA, IMPLICAÇÕES PARA OS ESTÁGIOS INICIAIS DA EVOLUÇÃO TECTÔNICA DA BACIA MINAS, QUADRILÁTERO FERRÍFERO, MG ................................... 369 Mariana de Resende Madeira, Gustavo Pereira Martins, Maximiliano de Souza Martins
ANÁLISE ESTRUTURAL DA FORMAÇÃO MARACANGALHA NA PONTA DO SODRÉ, ILHA DE CAJAÍBA, BAHIA .............................................................................................................................................................373 Carlos Eduardo dos Santos Amorim, Luiz César Corrêa-Gomes, Carlson de Matos Maia Leite, Leonel Barros Galvão
REFLEXÕES SOBRE OS MODELOS DE EVOLUÇÃO TECTONO-ESTRATIGRÁFICA DA BACIA BAURU ...........................................................................................................................................................377 Samuel Amaral Moura Silva, Danielle Cardoso Souza, Liliane Quintão Araújo
BEDDING DIP PATTERNS IN THE SOUTHERN MCMURDO SOUND DRILL CORE (AND-2A), VICTORIA LAND BASIN, ANTARCTICA ......................................................................................................................... 381 Tulio Gabriel Ramos Ribeiro, Timothy Paulsen
GEOLOGIA ESTRUTURAL DA REGIÃO DA SERRA DA MIÚDA, SUL DE DIAMANTINA, PORÇÃO MERIDIONAL DA SERRA DO ESPINHAÇO (MG) – ESCALA 1:25.000 ...................................................... 385 Liliane Quintão Araújo, Carolina Gomes Ribeiro
A PROVÍNCIA MAGMÁTICA DO ATLÂNTICO EQUATORIAL (EQUAMP), NE DO BRASIL .......................389 Antomat Avelino de Macêdo Filho, Maria Helena Hollanda, Carlos José Archanjo, David Lopes de Castro, Alanny Christiny Costa de Melo
NOVAS PERSPECTIVAS DE ESTUDOS TERMOTECTÔNICOS NO RS & UY .......................................... 393 João Pacífico S. L. Machado, Marcos Müller Bicca, Claudio Gaucher, Leticia Chiglino, Andréa Ritter Jelinek, Farid Chemale Jr
GEOFÍSICA APLICADA AO MAPEAMENTO GEOLÓGICO NO TRIÂNGULO MINEIRO, MG ....................397 Paula Mendes Serrano, Fernando Estevão Rodrigues Crincoli Pacheco, Carolina Deluca, Fabrício Caxito, Antônio Carlos PedrosaSoares
MAPEAMENTO GEOLÓGICO DA FOLHA GOIANDIRA (1:100.000), TRIÂNGULO MINEIRO, MG............401 Carolina Deluca, Paula Mendes Serrano, Fabrício Caxito, Fernando Estevão Rodrigues Crincoli Pacheco, Antônio Carlos PedrosaSoares
MAPEAMENTO GEOLÓGICO DA FOLHA UBERLÂNDIA (1:100.000), TRIÂNGULO MINEIRO, MG .........405 Fernando Estevão Rodrigues Crincoli Pacheco, Paula Mendes Serrano, Carolina Deluca, Fabrício Caxito, Dennis Quintão, Antônio Carlos Pedrosa-Soares
PRINCIPAIS TÉCNICAS ANALÍTICAS APLICADAS AO ESTUDO DE PROVENIÊNCIA DE SEDIMENTOS DE ROCHAS SILICICLÁSTICAS ...................................................................................................................409 Mariana de Assunção Rodrigues, Márcia Aparecida de Sant’Ana Barros
MAPEAMENTO GEOLÓGICO DA FOLHA CORUMBAÍBA (1:100.000), TRIÂNGULO MINEIRO, MG........413 Paula Mendes Serrano, Carolina Deluca, Fernando Estevão Rodrigues Crincoli Pacheco, Fabrício Caxito, Antônio Carlos PedrosaSoares
Sessão 05 – Modelagem Tectônica USO DE AFLORAMENTOS ANÁLOGOS EM GEOLOGIA DO PETRÓLEO E UMA VISÃO DA INDÚSTRIA BRASILEIRA................................................................................................................................................... 418 Aline Theophilo Silva, Anderson Moraes
MODELOS VIRTUAIS DE AFLORAMENTOS APLICADOS AOMODELOS VIRTUAIS DE AFLORAMENTOS APLICADOS AO ENSINO DE ENSINO DE GEOLOGIA ESTRUTURAL E TECTÔNICA ............................422 Felipe Guadagnin, Sissa Kumaira, Felipe Caron, Italo Gomes Gonçalves
BASEMENT STRUCTURES OVER RIO GRANDE RISE FROM GRAVITY INVERSION ............................426 Renata R. Constantino, Peter Christian Hackspacher, Iata Anderson de Souza, Iago Sousa Lima Costa
APLICAÇÃO DE MODELAGEM NUMÉRICA NO ESTUDO DA REATIVAÇÃO DE ESTRUTURAS DURANTE O EVENTO NEOTECTÔNICO DE TRANSCORRÊNCIA DEXTRAL E-W (TD) ENTRE OS RIOS PARAÍBA DO SUL (RJ) E ITAPEMIRIM (ES), SUDESTE DO BRASIL.........................................................429 Thaís Coelho Brêda, Anderson Moraes, Claudio Limeira Mello
CÁLCULO DOS REJEITOS DAS FALHAS NO DEPÓSITO DE CARVÃO DE CANDIOTA A PARTIR DO SOFTWARE STRAT3D ..................................................................................................................................433 Luiza Lopes de Araújo, Ricardo Wosniak, Eduardo Moussalle Grissolia
MODELOS FÍSICOS DE UMA BACIA INVERTIDA COM FOCO NAS ESTRUTURAS DO PÓS-SAL – PRIMEIROS RESULTADOS .......................................................................................................................... 437 Gisela Miranda de Souza Almeida, Caroline Janette Souza Gomes
DESENVOLVIMENTO DE FRATURAS DE RIEDEL DURANTE CISALHAMENTO DEXTRAL: A VISÃO DA MODELAGEM FÍSICA ESTRUTURAL...........................................................................................................440 Marilia Barbosa Venâncio, Fernando César Alves da Silva, Ricardo de Souza Rodrigues
ESTUDO DA ESTRUTURA DA CROSTA NA BACIA DO PARECIS USANDO EVENTOS PROFUNDOS .................................................................................................................................................444 Matheus Figueredo, George Sand França, Diogo Farrapo Albuquerque, Giuliano S. Marotta, Isabele Carolina Souza
REATIVAÇÕES DISTENSIVAS E A DEFORMAÇÃO DE CAMADAS SEDIMENTARES PÓS-CINEMÁTICAS ACIMA DE UM DESCOLAMENTO DÚCTIL .................................................................................................. 448 Thiago Silva de Carvalho, Mario Neto Cavalcanti de Araújo, Caroline Janette Souza Gomes, Silvia Cristina Barroso Negrão, Thiago da Cruz Falcão
EVOLUÇÃO TERMO-TECTÔNICA DO GRABEN DE URUSSANGA. .........................................................452 Andréa Ritter Jelinek, André Nascimento dos Santos, Christie Helouise Engelmann de Oliveira
Sessão 06 – Control e Estrutur al de Depósito s Minerais O CONTROLE TECTONO ESTRATIGRÁFICO DAS MINERALIZAÇÕES MANGANESÍFERAS DA BORDA LESTE DA SERRA DE JACOBINA-BA ..........................................................................................................133 Daniel Augusto de Miranda, Fabrício Pereira dos Santos, Rita Cunha Leal Menezes de Oliveira, Carolina Reis
GEOLOGIA E CONTROLE DO MINÉRIO DE ALTO TEOR DA MINA PEDRA DE FERRO, CORREDOR DO PARAMIRIM, CAETITÉ, BAHIA .....................................................................................................................459 Felipe Fagundes Fernandes, Simone Cerqueira Pereira Cruz, Michelli Santana Santos
FERRO OROGÊNICO NA SEQUÊNCIA METAVULCANOSSEDIMENTAR IGAPORÃ - LICÍNIO DE ALMEIDA, BAHIA, BRASIL ............................................................................................................................ 463 Michelli S. Santos, Simone C. P. Cruz, Pérsio Mandetta (In memorian), Cristina M. Burgos
CONTROLE ESTRUTURAL DOS DEPÓSITOS HEMATÍTICOS DE ALTO TEOR EM DOMÍNIOS TRANSPRESSIONAIS DO CINTURÃO DE DOBRAMENTOS E CAVALGAMENTOS DA CHAPADA DIAMANTINA ORIENTAL, BAHIA, BRASIL ...................................................................................................467 Vanderlúcia dos Anjos Cruz, Simone C. P. Cruz, Lydia Maria Lobato
ANÁLISE GEOFÍSICO-ESTRUTURAL DA PORÇÃO CENTRAL DO VALE DO RIO CURAÇÁ...................471 Neida Ilana Cardoso Rios, Washington de Jesus Sant’Anna da Franca Rocha, Florivaldo Oliveira Sena
INTEGRATION OF REGIONAL AEROMAGNETIC AND METALLOGENETIC DATA OF NORTHEASTERN BAHIA: STRUCTURAL AND GEOTECTONIC IMPLICATIONS .................................................................... 475 Pedro Maciel de Paula Garcia, Florivaldo Oliveira Sena, Aroldo Misi, Luis Rodrigues dos Santos de Oliveira, José Haroldo da Silva Sá, Washington de Jesus Sant’Anna da Franca-Rocha, João Batista Guimarães Teixeira
A EVOLUÇÃO ESTRUTURAL NA REGIÃO DA MINA CASA DE PEDRA ASSOCIADA A MINERALIZAÇÃO DE ALTO TEOR EM FERRO, SUDOESTE DO QUADRILÁTERO FERRÍFERO, CONGONHAS, MINAS GERAIS, BRASIL ........................................................................................................................................... 479 Vitor Diniz Silveira, Carlos Alberto Rosière, Marcos Vinícius Monteiro de Carvalho, Wander de Araújo Machado, Gabriel de Castro Moreira, Leonnardo Probst Simões, Daniela Cristina Costa da Silva, Marcela Taina Rodrigues Pinto
MINERALIZAÇÃO AURÍFERA EM ZONA DE CISALHAMENTO, GARIMPO CUTIA, SERRA LESTE, PROVÍNCIA MINERAL DE CARAJAS, BRASIL ............................................................................................483 Gilberto Luiz Silva
ANÁLISES DEFORMACIONAL E DOS VEIOS DE QUARTZO AURÍFEROS DA SERRA DE SÃO VICENTE - FAIXA MÓVEL AGUAPEÍ – MUNICÍPIO DE NOVA LACERDA, MT ..........................................................487 Rafael Duarte Modesto, Amarildo Salina Ruiz, Kamila Gomes Fernandes, Davi Brustolin Sperandio, Felipe Câncio Camilo de Oliveira, Belit Caroline Rocha Lessa
CONTROLE ESTRUTURAL DOS VEIOS ASSOCIADOS AO MINÉRIO DE MANGANÊS PORTADOR DE METAIS RAROS (TÁLIO, COBALTO, ESCÂNDIO), NO VAU DA BOA ESPERANÇA - BARREIRAS/OESTE DA BAHIA .......................................................................................................................................................491 Thiago Winicios Alves Araújo, Clayton Ricardo Janoni, Johildo Salomão Figueiredo Barbosa
NEOTECTÔNICA COMO CONTROLE ESTRUTURAL PARA AS MINERALIZAÇÕES MANGANESÍFERAS SUPERGÊNICAS PORTADORAS DE METAIS RAROS NO VAU DA BOA ESPERANÇA-REGIÃO DE BARREIRAS/OESTE DA BAHIA .................................................................................................................... 495 Clayton Ricardo Janoni, José Edson Anunciação Santos Filho, Johildo Salomão Figueiredo Barbosa
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL E PETROGTRAFIA DO GRUPO AGUAPEI NO GARIMPO DA COOPROPOL - NA CAVA SUPEROR – NOVA LACERDA - MT .................................................................. 499 Mateus Moura Agostta, Amarildo Salina Ruiz
COMPARTIMENTAÇÃO ESTRUTURAL DO MEMBRO PASSO DAS TROPAS DA REGIÃO DE SANTA MARIA SUA INFLUÊNCIA NO COMPORTAMENTO HIDROGEOLÓGICO ................................................. 503 Fábio Luiz Wankler, Ubiratan Ferrucio Faccini, Paulo Sérgio Gomes Paim
CONTROLE ESTRUTURAL DOS FLUIDOS HIDROTERMAIS MINERALIZADOS, GERADORES DOS DEPOSITOS DO DISTRITO AURIFERO DE NATIVIDADE-TO .................................................................... 507 Caio Ress, Lucas Teles
PRELIMINARY OVERVIEW ON STRUCTURAL CONTROLS OF TUNGSTEN-BEARING SKARNS BETWEEN PATOS AND SANTA LUZIA CITIES, BORBOREMA PROVINCE, NE BRAZIL .........................511 Lauro Cézar M. de Lira Santos, Thais A. Carrino, Edilton J. Santos, Vanessa B. Ribeiro, Haroldo M. Lima, Sandra de B. Barreto, José Ferreira de A. Neto
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DIAGÊNESE ESTRUTURAL: PESQUISAS NO ESTUDO DE FRATURAS/ FALHAS E O EXEMPLO DOS LUTITOS FRATURADOS, PORTADORES DE ÓLEO, NO GRÁBEN DE CANDEIAS, BACIA DO RECÔNCAVO. Carlson de Matos Maia Leite 1; Édson Souza Medeiros 2; Antônio Fernando Menezes Freire 3; Márcio Ferreira Guimarães2; Roberto Salvador Francisco D’Avila 4 1-Petrobras/ Universidade Petrobras e IGEO/ Universidade Federal da Bahia;
[email protected]; 2- Petrobras/ EXP/UO-BA; 3- IGEO/ Universidade Federal Fluminense; 4- Petrobras/ EXP/GEOP.
Introdução Diagênese Estrutural é o estudo da deformação e das estruturas deformacionais associadas às mudanças químicas nos sedimentos/ rochas sedimentares (Laubach et al . 2010). Um dos focos de pesquisa é a caracterização dos processos de neo/ recristalização mineralógica e suas influências nas modificações das propriedades geomecânicas das rochas para o controle da formação das fraturas (incluindo veios) e falhas (e.g. Fisher & Knipe, 1998; Laubach et al ., 2014). Outro foco é a influência dos atributos físicos e químicos destas estruturas nos sistemas permoporosos e nas unidades de fluxo nas rochas reservatórios (e.g. Laubach & Ward, 2006; Ferreira & Alves da Silva, 2010). Estas pesquisas tem atraído atenção das indústrias de petróleo e de recursos hídricos, particularmente em reservatórios considerados como não convencionais. A Bacia do Recôncavo representa a mais antiga produtora de petróleo onshore do Brasil. Parte deste petróleo é produzida a partir de reservatórios não convencionais que incluem “folhelhos fraturados” e arenitos mistos,
lamosos e/ ou carbonáticos, estes últimos relacionados a processos de ressedimentação por fluxos gravitacionais. Este trabalho discute o controle da evolução diagenética para a formação das estruturas deformacionais rúpteis em rochas lamosas (lutitos) e arenitos dolomitizados no Gráben de Candeias, Bacia do Recôncavo. O papel da dolomitização no controle da nucleação e propagação das fraturas em litofácies originalmente plásticas, os tipos de mineralizações presentes nos veios e nas fraturas distensionais, portadoras de óleo, são aqui apresentados como exemplo de material de pesquisa que envolva petrologia sedimentar e geologia estrutural, além de insumo na elaboração de modelos preditivos de unidades de fluxos.
Materiais e Métodos No estudo macro e microestrutural das estruturas foram analisados 520 metros de testemunhos e 77 lâminas delgadas do Membro Gomo/ Formação Candeias. Na tipologia das fraturas adotou-se a proposta de Fossen (2010). Para caracterização dos argilominerais foram realizadas análises por Difração de Raios-X, tanto de rocha total (86 análises) como da fração argila (37 análises), nos laboratórios do CENPES/ PETROBRAS.
Localização da área de estudo A Bacia do Recôncavo está situada no estado da Bahia e apresenta estrutura em hemi-gráben de direção NE-SW. Representa um rifte abortado relacionado à abertura do Atlântico Sul durante o Cretáceo Inferior (Milani & Davison, 1988). O mergulho regional das camadas para SE é em direção ao depocentro da bacia, situado junto à Falha de Salvador (Fig. 01a). Esse arcabouço é condicionado por falhas de direção N30-N210 de elevado mergulho, sintéticas e antitéticas, em relação à Falha de Salvador (Magnavita et al ., 2012). Zonas de transferência de direção N320-N140 acomodaram diferentes taxas de extensão durante a evolução da bacia e, em conjunto com as falhas NE-SW, a compartimentam em altos e baixos estruturais de caráter regional (Silva et al ., 2007). Os testemunhos estudados são relacionados a poços localizados no Gráben de Candeias. Esta estrutura ocorre na porção sul da bacia com extensão aproximada de 15 km, na direção NE-SW (Fig. 01b). É delimitada por zonas que estão ancorados no embasamento (Camões & Destro, 1996). A oeste, a zona de falhas, denominada Falha de Candeias, mostra mergulho para leste com rejeitos de até 1000 metros, enquanto que no flanco oriental do gráben, as falhas apresentam menores rejeitos e mergulho para oeste. A evolução do gráben se deu durante 2
deposição da seção rifte inferior e ocasionou intensa instabilidade nos sedimentos lamosos e nas plataformas carbonáticas que a circundavam, causando colapsos e fluxos gravitacionais de massa e de sedimentos em direção aos depocentros da estrutura (Freire et al ., 2016). Seu sistema de fraturas distensionais é portador de óleo e ocorre em folhelhos calcíferos em profundidades próximas de 2 km e direção N 320, paralela aos das zonas de transferência da bacia (Destro et al ., 2003).
(a)
(b)
Figura 01 – (a) Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo, ao nível da seção pré-rifte (Milhomem et al ., 2003); (b) Retangulo demarcado indica localização da área do Gráben de Candeias (na cor laranja) (Camões & Destro, 1996). Caracterização Macro e Microestrutural das Litologias Investigadas Os testemunhos mostram litofácies dobradas de forma convoluta (deformação sin-sedimentar) e compostas por folhelhos, siltitos e diamictitos/ paraconglomerados portadores de intraclastos orientados argilosos, dolomíticos, além de fito/ bioclastos. Estas associações de fácies caracterizam depósitos de escorregamento e de fluxos de detritos. Finas laminações de arenitos finos a médios com estruturas cruzadas cavalgantes ou de baixo ângulo, por vezes portadores de grânulos e seixos, são também observadas, caracterizando turbiditos. Os testemunhos mostram-se ou quebrados devido ao intenso fraturamento ou rígidos quando dolomitizados sendo que, nestes últimos estão superpostas fraturas de cisalhamento/ falhas, juntas, fissuras com até 05 mm de abertura (Fig. 02a) e veios. Duas gerações destas estruturas são caracterizadas: a primeira com fraturas cisalhantes posicionadas em ângulos próximos de 60º (Fig. 02b), além de veios e fissuras paralelos aos eixos dos testemunhos (Fig. 02a); a segunda com fraturas cisalhantes suborizontais ou verticais com slickenlines oblíquos (fig. 02c). As fissuras contém óleo e as estruturas mineralizadas são ricas em calcita de hábito granular ou fibroso (Fig. 02b). Quando as laminações são arenosas ocorre quartzo prismático manchado de óleo (Fig. 02d). Estas laminações controlam a nucleação e formação de veios (Fig. 02e). As fraturas cisalhantes estão, também, manchadas de óleo e algumas delas evoluíram para minifalhas normais. Estudos petrográficos mostram laminações microdobradas, por vezes associadas à microfalhas (Fig. 02f). A dolomitização foi extensiva e ocorreu segundo altas taxas de nucleação e baixas taxas de crescimento, caracterizando texturas microcristalinas (Fig. 03a). Nos lutitos, nas fácies menos dolomitizadas ocorre esmectita enriquecida em matéria orgânica e microestruturas de dissolução e substituição dos intraclastos por dolomita. Nos arenitos, dolomita microcristalina cimenta extensivamente os poros. Os veios e fraturas parcialmente mineralizadas cresceram preferencialmente sobre as fácies dolomitizadas e mostram fases de diagênese estrutural caracterizadas pelas autigênese de calcita fibrosa que se recristaliza para hábito blocoso, seguido por barita e sequencialmente por colofana (Fig. 03b). Nos arenitos, não foi observada barita nem colofana nas fissuras, entretanto ocorre fase tardia de cristalização de quartzo prismático com inclusões de óleo (Fig. 03c). Registra-se, ainda, episódio de propagação de fissuras tardias, preenchidas com óleo, que cortam veios (Fig. 03d) e fraturas cisalhantes mineralizadas (Fig. 03b). 3
a)
b)
c)
d)
e)
f)
Figura 02 - Imagens de estruturas deformacionais: (a) fratura distensional com óleo em paraconglomerado dolomitizado; (b) fratura cisalhante em ângulo de 60º, apresentando fibras de calcita (seta); (c) fratura cisalhante subvertical com slickenlines oblíquos; (d) cristais de quartzo com óleo, crescidos em fratura distensional; e) vênulas de calcita em laminação arenosa com cruzada cavalgante; e) microdobras de arrasto associadas a microfalha normal. As escalas para os testemunhos representam 1 cm e a da micrografia, 2 mm. Discussões e Conclusões As características macro e microestruturais indicam que a primeira fase de deformação foi de caráter rúptil-dúctil com dobras associadas à propagação de falhas lístricas (imageadas por dados sísmicos da área) e aos fluxos gravitacionais dos sedimentos oriundos das plataformas. As fases de caráter rúptil foram precedidas pela dolomitização extensiva dos depósitos de ressedimentação. A textura microcristalina da dolomita indica que a cristalização da mesma se deu durante a eodiagênese ou durante soerguimento da bacia (telodiagênese). A substituição dos argilominerais e a cimentação dos poros por dolomita foi mecanismo que possibilitou aumento da rigidez mecânica das litofácies para que se nucleassem e propagassem falhas e fraturas. Pares conjugados de fraturas cisalhantes posicionadas na vertical e em baixo ângulo, além de fissuras portadoras de óleo cortando veios calcíferos sugerem pelo menos duas fases de deformação rúptil: a primeira sendo de estilo distensivo, normal e a segunda fase de estilo oblíquo transtensivo. Nestas fases, pulsos de propagação e mineralização de fraturas parecem ter ocorridos segundo variações físico-químicas do ambiente. Por exemplo, cristalização de calcita em condições alcalinas e de quartzo em condições redutoras, competindo com a entrada de óleo, provavelmente durante o Andar Buracica-Jiquiá que corresponde à fase distensional NW-SE da Bacia do Recôncavo (Magnavita et al, 2012). Futuras pesquisas envolverão o papel das taxas de cristalização dos 4
carbonatos e suas relações com o modo e o timing de propagação das falhas e fraturas e suas atuações como condutos ou selos para migração de fluidos. a)
b)
c)
d)
Figura 03 - Imagens de micrografias: (a) dolomita microcristalina em substituição a esmectita, observar que a porção dolomitizada está fissurada; (b) fratura cisalhante com presença de calcita fibrosa (seta vermelha), parcialmente substituída por calcita blocosa (seta amarela), além de barita (seta branca) e colofana (seta azul) e de fissuras tardias cortando as mineralizações; (c) fissura com óleo em arenito que apresenta na parede calcita blocosa e internamente quartzo com inclusões de óleo; (d) fissura tardia com óleo cortando veios de calcita. Referências Bibliográficas Camões, A. M., Destro, N. 1996. Fraturas naturais no Campo de Candeias. Petrobras, Relatório Interno, 70p. Destro, N. Szatmari, P., Alkmim, F., Magnavita, L.P. 2003. Release faults, associated strucutures, and their control on petroleum trends in the Recôncavo rift, northeast Brazil. AAPG Bulletin, 87 (7): 1123-1144. Ferreira, T.S., Alves da Silva, F.C. 2010. Bandas de deformação em arenitos porosos: estudo de casos em bacias d o nordeste do Brasil. Boletim de Geociências da Petrobras , 18(2): 207-231. Fisher, Q. J., Knipe, R.J. 1998. Fault sealing processes in siliciclastic sediments. In: Geological Society, London, Special Publication, vol. 147, pp. 117-134. Fossen, H. 2010. Structural Geology . Cambridge, Cambridge University Press. 584p. Freire, A. F. M., Garcia Filho, A. P., Tanaka, A. et al . 2016. Modelo de acumulação de petróleo em reservatórios complexos do Campo de Candeias. Petrobras, Relatório Interno, 71p. Laubach, S.E., Ward, M.W. 2006. Diagenesis in porosity evolution of opening-mode fractures, Middle Triassic to Lower Jurassic La Boca Formation, NE Mexico. Tectonophysics 419: 75-97. Laubach, S.E., Eichubl, P., Hilgers, C., Lander, R.H. 2010. Structural diagenesis. Journal of Structural Geology, 32(12): 1866-1872. Laubach, S.E., Eichubl, P., Hargrove, P., Ellis, M.A., Hooker, J.N. 2014. Fault core and damage zone fracture attributes vary along strike owing to interaction of fracture growth, quartz accumulation, and differing sandstone composition. Journal of Structural Geology , 68: 207-226. Magnavita, L.P., Szatmari, P., Cupertino, J.A., Destro, N., Roberts, D. 2012. The Recôncavo Basin. In: Phanerozoic Rift Systems and Sedimentary Basins . Editors: David G Roberts, A.W. Bally. Elsiever, p. 383-418. Milani E. & Davison I. 1988. Basement control and transfer tectonics in theReconcavo-Tucano-Jatoba rift, Northeast Brazil. Tectonophysics , 154:41-50 Milhomem, P.S.; Maman, E.J.; Oliveira, F.M.; Carvalho, M.S.S.; Lima, W.S. 2003. Bacias Sedimentares Brasileiras: Bacia do Recôncavo. Fundação Paleontológica Phoenix , ano 5, 51. Silva, O.B.; Caixeta, J.M.; Milhomem, P.S., Kosin, M.D. 2007. Bacia do Recôncavo. Boletim de Geociências da Petrobras . Rio de Janeiro, 15(2): 423-431. 5
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GEOLOGIA ESTRUTURAL DO SISTEMA DE NAPPES ANDRELÂNDIA, NA REGIÃO DE LIBERDADE (MG) 1
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Sergio W. de Oliveira Rodrigues , Mário da Costa Campos Neto , Frederico Meira Faleiros 2 1
Departamento de Geologia Regional e Geotectônica, Faculdade de Geologia, Universidade do Estado do Rio de Janeiro, e-mail:
[email protected] 2 Departamento de Mineralogia e Geotectônica, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo
1. INTRODUÇÃO A região próxima ao município de Liberdade (MG) encontra-se inserida na borda sul do Cráton do São Francisco relacionada à suas faixas móveis marginais. Consiste em um complexo orógeno colisional relacionado às colisões oblíquas entre os crátons Paranapanema, São Francisco e Congo e à consolidação do continente Gondwana Ocidental (Fuck et al., 2008). Neste domínio ocorrem duas importantes províncias geotectônicas Mantiqueira e Tocantins (Almeida et al. 1981). É constituída dominantemente por rochas pré-cambrianas associadas a sistemas de nappes que incluem rochas paleoproterozoicas de embasamento alóctones, sequências de rochas vulcano-sedimentares neoproterozoicas metamorfizadas e suítes granitoides intrusivas de afinidade diversa. A região entre Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG) constitui-se uma feição morfológica linear, a qual o Rio Grande apresenta-se alinhado. Esta feição é observável em imagens de sensores remotos e fotografia áreas. Em diversos trabalhos de cunho cartográfico geológico e sínteses regionais (Pacciulo et al., 2000; Heilbron et al., 2003 e 2007; Campos Neto et al., 2007 etc) nesta região é delimitado o contato entre as nappes Liberdade e Andrelândia. No geral é caracterizada como uma zona de cisalhamento de ca ráter inverso associado a empurrões (Pacciulo et al., 2000; Heilbron et al., 2003 e 2007). Neste trabalhou procurou-se detalhar os aspectos estruturais desta região de forma a contribuir para o entendimento da evolução geológica e geotectônica da borda sul do Cráton do São Francisco. A definição do sentido da movimentação e orientação dos esforços das zonas de cisalhamento da região estudada é de grande importância na definição de modelos cinemáticos. Deste modo procurou-se detalhar os estudos destas estruturas através de dados estruturais de campo, análises petrográficas/microestruturais.
2. ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO O mapeamento geológico e estrutural realizado neste trabalho teve seu enfoque entre os municípios de Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG). As unidades litológicas mapeadas apresentam uma direção NE-SW, com formas alongadas e sigmoides (Figura 1). Essencialmente foram cartografadas unidades litológicas associadas à ortognaisses paleoproterozoico (Complexo Mantiqueira), as Nappes Andrelândia e Liberdade, migmatitos (Alagoas e Rio Preto), corpos graníticos e depósitos aluvionares recentes. Os ortognaisses paleoproterozoicos são relacionados por Campos Neto et al., (2007, 2010 e 2011) ao Complexo Mantiqueira. Constituem a principal unidade em área da região mapeada. Ocorre como corpos intercalados tectonicamente com unidades de rochas metassedimentares associadas as Nappes Andrelândia e Liberdade. Caracteriza-se pelo predomínio de um migmatito estromático (localmente também oftalmítico) de bandamento centimétrico a métrico.
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Figura 1: Mapa geológico dos arredores de Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG) e localização dos perfis geológicos (Figura 2). As unidades de rochas metassedimentares são associadas as Nappes Liberdade e Andrelândia. As rochas/unidades relacionadas à Nappe Liberdade localizam-se na porção sul da área de estudo. As associadas a Nappe Andrelândia localizam-se na porção central e são fortemente imbricadas tectonicamente com os ortognaisses paleoproterozoicos do Complexo Mantiqueira. Conforme Campos Neto et al. (2007) os metassedimentos associados a Nappe Liberdade são essencialmente de natureza psamo-pelítico (mica-xistos e quartzitos), também ocorrem unidades relacionadas a rochas migmatíticas (Migmatitos Alagoa) e metaultramáficas. Os metassedimentos associados a Nappe Andrelândia na região estudada são correlacionados por Junho (1993) e Heilbron et al. (2007) ao Grupo Andrelândia. Campos Neto et al., (2007) caracteriza estes metassedimentos ao topo da Nappe Andrelândia denominando-os como Xisto Serra da Boa Vista. Na área estudada ocorrem duas unidades de rochas migmatíticas: Migmatitos Alagoas e Rio Preto. Campos Neto et al. (2004, 2007, 2010 e 2011) associa a primeira delas é associada a Nappe Liberdade, enquanto a outra a Nappe Lima Duarte. Ao longo da área mapeada ocorrem corpos graníticos concordantes a foliação regional, de contato brusco ou gradacionais dentro das unidades de rochas metassedimentares. Ocorrem também uma série de coberturas sedimentares recentes associadas principalmente a depósitos aluvionares. Constituem depósitos nas margens, fundos de canal, e planícies de inundação de rios. Destacam-se os depósitos associados ao Rio Grande onde são observadas feições geológicas como meandros abandonados.
3. ASPECTOS ESTRUTURAIS A área estudada apresenta como característica marcante o forte controle estrutural associada a zonas de cisalhamento de médio a alto ângulo. Destacam-se falhas de empurrão de direção NNE-SSW com transporte de topo para NE e falhas NE-SW oblíquas com movimentação lateral destral (Figuras 1 e 2). Também ocorrem dobras 7
observáveis em mapa e perfis geológicos com traço axiais NE-SW. De modo geral o padrão da deformação envolve um complexo desenvolvimento de escamas/lascas tectônicas associadas as unidades de nappes metassedimentares e aos ortognaisses paleoproterozoicos (Complexo Mantiqueira).
Figura 2: Perfis geológicos e estereogramas em semi-esfera inferior com isofrequência de contagem (2, 4, 6, 8,10 e 12) da foliação milonítica/foliação metamórfica (S) e lineações de estiramento e mineral (círculos vermelhos) dos arredores de Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG). Índices discriminantes de Woodcock, 1977: C (dispersão) e K (forma), no caso para a distribuição das foliações milonítica/metamórfica. O principal elemento planar observado é a foliação milonítica a protomilonítica (Figura 3) caracterizada pela isorientação e estiramento mineral de cristais principalmente de quartzo e feldspato. No geral a foliação milonítica (Sm) encontra-se paralelizada a outros elementos planares mais antigos tais como foliação gnáissica e xistosidade (S 2). Associada a foliação milonítica ocorrem lineações de estiramento e lineações minerais (muscovita, biotita etc). A foliação principal (S 2 ou S m) é afetada por duas gerações de dobras localmente observadas em padrão de interferência do tipo laço. Os estereogramas apresentados na figura 2 apresentam algumas características similares. Os estereogramas foram confeccionados no software OpenStereo 0.1.2 e no qual também foram calculados parâmetros estatísticos, como os índices C (dispersão) e K (forma) de Woodcock (1977). A foliação milonítica/metamórfica apresenta forte dispersão nos estereogramas, sendo que o índice C varia de 0,96 a 2,67 que indica forte dispersão dos dados. Também apresentam valores de K, entre 0,85 e 2,67 indicando distribuição de dados na transição de guirlanda/unimodal. Em alguns estereogramas é possível visualizar com as curvas de isofrequências de contagem padrões de distribuição ao longo de guirlandas. Estas guirlandas apresentam orientação NW-SE, com o autovetor 3 (eixo calculado) no quadrante SW paralelos a concentrações da lineação de estiramento. Também os estereogramas indicam que a foliação principal apresenta mergulhos moderados orientados para SE. As lineações de estiramento/mineral apresentam direção de caimento NE-SW, sendo que há predomínio de caimento para SW, com ângulos suaves a médios (20-30º). Também apresentam forte dispersão. De modo geral, os estereogramas evidenciam as dobras com plano axiais NE-SW observados nos perfis e mapa geológico. Também caracterizam este dobramento como assimétrica, com ângulo interflanco fechado a 8
cerrado e inclinada (eixo e plano axial inclinados). A dispersão (C) e forma de distribuição (K) indicam que não se trata de um dobramento cilíndrico ideal ou o padrão observado foi modificado por fases posteriores de dobramento/deformação.
4. CONCLUSÕES A região entre Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG) constitui-se uma feição morfológica linear, a qual o Rio Grande apresenta-se alinhado. Em diversos trabalhos de cunho cartográfico geológico e sínteses regionais nesta região é delimitado o contato entre as nappes Liberdade e Andrelândia. Essencialmente na região são cartografadas unidades litológicas associadas à ortognaisses paleoproterozoico (Complexo Mantiqueira), rochas metassedimentares das Nappes Andrelândia e Liberdade, migmatitos (Alagoas e Rio Preto), corpos graníticos e depósitos aluvionares recentes. A área estudada apresenta como característica marcante o forte controle estrutural associada a zonas de cisalhamento de médio a alto ângulo. Destacam-se falhas de empurrão de direção NNE-SSW com transporte de topo para NE e falhas NE-SW oblíquas com movimentação lateral destral. Também ocorrem dobras observáveis em mapa e perfis geológicos com traço axiais NE-SW. De modo geral o padrão da deformação envolve um complexo desenvolvimento de escamas/lascas tectônicas associadas as unidades de nappes metassedimentares e aos ortognaisses paleoproterozoicos (Complexo Mantiqueira). Agradecimentos: Os autores agradecem à FAPESP (processos 00/11416-3 e 02/10568-0) pelo apoio financeiro. Ao geólogo Fabricio Barreto Kacinskas pela participação nos trabalhos de campo.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Almeida, F.F.M., Hasui, Y., Brito Neves, B.B. Fuck, R. A. (1981). Brazilian structural provinces: an introduction. Earth Science Review, 17, 1-29. Campos Neto, M.C., Basei, M.A., Vlach, S.B.R., Caby, R., Szabó, G.A.J., Vasconcelos, P. (2004). Migração de Orógenos e Superposição de Orogêneses: Um Esboço da Colagem Brasiliana no Sul do Cráton do São Francisco, SE – Brasil. Geologia USP: Série Científica, 4 (1): 13-40. Campos Neto, M.C., Janasi, V.A., Basei, M.A.S., Siga Junior, O. (2007). Sistema de Nappes Andrelândia, setor oriental: litoestratigrafia e posição estratigráfica. Revista Brasileira de Geociências, 37, 47 -60. Campos Neto, M.C., Cioffi, C.R., Moraes, R., Motta, R.G., Siga J r., O., Basei, M.A.S., (2010). Structural and metamorphic control on the exhumation of high-P granulites: the Carvalhos Klippe example, from the oriental Andrelândia Nappe System, southern portion of the Brasília Orogen, Brazil. Precambrian Research,180, 125-142. Campos Neto, M.C., Basei, M.A.S., Janasi, V.A., Moraes, R., (2011). Orogeny Migration and tectonic setting of the Andrelândia nappe system: An Ediacaran Western Gondwana Collage, South of São Francisco Craton. Journal of South American Earth Sciences, 32, 393-406. Fuck, R.A., Brito Neves, B.B., Schobbenhaus, C. (2008). Rodinia descendants in South America. Precambrian Research, 160, 108–126. Heilbron, M, Tupinambá, M., Junho, M.C.B., Ribeiro, A., Pacciulo, F.V.P., Trouw, R., Valeriano, C.M., Toledo, C., Medeiros, R.M., Roig, H.L. (2003). Mapa geológico – Folha Santa do Jacutinga – Projeto Sul de Minas. Escala 1:100.000. Companhia Mineradora de Minas Gerais - COMIG. Heilbron, M.; Almeida, J.C.H., Silva, L.G.E., Palermo, N., Tupinanbá, M, Duarte, B.P., Valladares, C., Ramos, R.C., Ribeiro, A., Sanson, M. (2007). Geologia e Recursos Minerais das folhas Santa Rita do Jacutinga, Barra do Piraí, Volta Redonda e Angra dos Reis. Escala 1:100.000. Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais – CP RM . Paciullo, F.V.P., Ribeiro, A., Andreis, R.R., Trouw, R.A.J., (2000). The Andrelândia Basin, a neoproterozoic intraplate continental margin, southern Brasília belt, Brazil. Revista Brasileira de G eociências, 30, 200-202. Woodcock, N.H. (1977). Specification of fabric shapes using an eigen value method. Geological Society American Bulletin, 88, 1231-1236.
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XVI SIMP SIO NACIONAL DE ESTUDOS TECT NICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
ANÁLISE DE LINEAMENTOS ESTRUTURAIS NA REGIÃO DE LIBERDADE (MG) 1
Sergio W. de Oliveira Rodrigues 1
Departamento de Geologia Regional e Geotectônica, Faculdade de Geologia, Universidade do Estado do Rio de Janeiro, e-mail:
[email protected]
1. INTRODUÇÃO A região próxima ao município de Liberdade (MG) encontra-se inserida na borda sul do Cráton do São Francisco relacionada à suas faixas móveis marginais. Consiste em um complexo orógeno colisional relacionado às colisões oblíquas entre os crátons Paranapanema, São Francisco e Congo e à consolidação do continente Gondwana Ocidental (Fuck et al., 2008). Neste domínio ocorrem duas importantes províncias geotectônicas Mantiqueira e Tocantins (Almeida et al. 1981). É constituída dominantemente por rochas pré-cambrianas associadas a sistemas de nappes que incluem rochas paleoproterozoicas de embasamento alóctones, sequências de rochas vulcanosedimentares neoproterozoicas metamorfizadas e suítes granitoides intrusivas de afinidade diversa. A região entre Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG) constitui-se uma feição morfológica linear, a qual o Rio Grande apresenta-se alinhado. Esta feição é observável em imagens de sensores remotos e fotografia áreas. Em diversos trabalhos de cunho cartográfico geológico e sínteses regionais (Pacciulo et al., 2000; Heilbron et al., 2003 e 2007; Campos Neto et al., 2007 etc) nesta região é delimitado o contato entre as nappes Liberdade e Andrelândia. No geral é caracterizada como uma zona de cisalhamento de caráter inverso associado a empurrões (Pacciulo et al., 2000; Heilbron et al., 2003 e 2007). A região que abrange a área estudada é geomorfologicamente inserida na Serra da Mantiqueira e Planalto do Alto Rio Grande (Santos, 1999). Neste trabalhou procurou-se detalhar os aspectos estruturais desta região de forma a contribuir para o entendimento da evolução estrutural e sua relação com as feições geomorfológicas observadas em sensores remotos. Para tal objetivo, foi realizada uma análise de lineamentos estruturais conforme os procedimentos por Liu (1984) e Riccomini e Crósta (1988) que utilizam imagens de sensores remotos. Neste trabalho foram utilizados modelos digitais de terreno (MDTs) a análise de lineamento estruturais.
2. GEOLOGIA DA ÀREA DE ESTUDO O mapeamento geológico e estrutural realizado neste trabalho teve seu enfoque entre os municípios de Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG). As unidades litológicas mapeadas apresentam uma direção NE-SW, com formas alongadas e sigmoides (Figura 1). Essencialmente foram cartografadas unidades litológicas associadas à ortognaisses paleoproterozoico (Complexo Mantiqueira), as Nappes Andrelândia e Liberdade, migmatitos (Alagoas e Rio Preto), corpos graníticos e depósitos aluvionares recentes. Os ortognaisses paleoproterozoicos são relacionados por Campos Neto et al., (2007, 2010 e 2011) ao Complexo Mantiqueira. Constituem a principal unidade em área da região mapeada. Ocorre como corpos intercalados tectonicamente com unidades de rochas metassedimentares associadas as Nappes Andrelândia e Liberdade. Caracteriza-se pelo predomínio de um migmatito estromático (localmente também oftalmítico) de bandamento centimétrico a métrico. As unidades de rochas metassedimentares são associadas as Nappes Liberdade e Andrelândia. As rochas/unidades relacionadas à Nappe Liberdade localizam-se na porção sul da área de estudo. As associadas a Nappe Andrelândia localizam-se na porção central e são fortemente imbricadas tectonicamente com os ortognaisses paleoproterozoicos do Complexo Mantiqueira. Conforme Campos Neto et al. (2007) os metassedimentos associados a Nappe Liberdade são essencialmente de natureza psamo-pelítico (mica-xistos e quartzitos), também ocorrem unidades relacionadas a rochas migmatíticas (Migmatitos Alagoa) e metaultramáficas. 10
Figura 1: Mapa geológico dos arredores de Liberdade (MG) e Bocaina de Minas (MG).
Os metassedimentos associados a Nappe Andrelândia na região estudada são correlacionados por Junho (1993) e Heilbron et al. (2007) ao Grupo Andrelândia. Campos Neto et al., (2007) caracteriza estes metassedimentos ao topo da Nappe Andrelândia denominando-os como Xisto Serra da Boa Vista. Na área estudada ocorrem duas unidades de rochas migmatíticas: Migmatitos Alagoas e Rio Preto. Campos Neto et al. (2004 e 2007) associa a primeira delas é associada a Nappe Liberdade, enquanto a outra a Nappe Lima Duarte. Ao longo da área mapeada ocorrem corpos graníticos concordantes a foliação regional, de contato brusco ou gradacionais dentro das unidades de rochas metassedimentares. Ocorrem também uma série de coberturas sedimentares recentes associadas principalmente a depósitos aluvionares. Constituem depósitos nas margens, fundos de canal, e planícies de inundação de rios. Destacam-se os depósitos associados ao Rio Grande onde são observadas feições geológicas como meandros abandonados.
3. ANÁLISE DE LINEAMENTO ESTRUTURAIS A interpretação de lineamentos estruturais foi realizada a partir de procedimentos descritos por Liu et al (1983) e Riccomini & Crósta (1988) que utilizam imagens de sensores remotos para interpretação de lineamentos estruturais. Neste trabalho foram confeccionados modelos numéricos de terreno (MNTs), construídos a partir dos dados topográficos da folha topográfica Liberdade digitalizada (Escala 1:50.000), sendo os dados pré-tratados em programas como MapInfo, PCI Geomatics e ENVI (o qual foi utilizado para a confecção dos modelos finais, com os ajustes de cor e iluminação). Para a análise de lineamentos foram utilizados mapas de relevos sombreados, um com iluminante posicionado a N45°E, outro a N45°W e ambos com inclinação de 40º (Figura 2 a e b). As propriedades dos lineamentos (azimute, comprimento) foram obtidas automaticamente no programa ArcGis 10.1 e os dados tratados no programa GeOrient 9.4.5 (Holcombe, 2010). Diagramas de rosáceas foram então gerados, utilizando a somatória dos comprimentos em intervalos azimutais de 10º e frequência de orientações dos lineamentos.observáveis em mapa e perfis geológicos com traço axiais NESW. De modo geral o padrão da deformação envolve um complexo desenvolvimento de escamas/lascas tectônicas associadas as unidades de nappes metassedimentares e aos ortognaisses paleoproterozoicos (Complexo Mantiqueira). O diagrama de rosáceas de somatória de comprimento de lineamentos versus orientação (figura 3 A) obtido para área destaca duas orientações principais de lineamentos: WNW e ENE. A direção ENE reflete em parte uma possível orientação condicionada pelas estruturas associadas aos limites das nappes Liberdade e Andrelândia que ocorre na área estudada. O diagrama de rosáceas de frequência de orientação de lineamentos (figura 3B) apresenta o predomínio das direções NNE e E-W, as mesmas constituem importantes feições no relevo da área que relacionam-se com eventos ligados a tectônica rúptil e apresentam-se como importantes descontinuidades observadas nas imagens de satélite e MNTs. 11
Figura 3 A: Rosácea de somatória de comprimento de lineamentos versus orientação. Todos os lineamentos.
Figura 3 B: Rosácea de frequência de orientação de lineamentos. Todos os lineamentos.
4. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES Os esforços atuantes no Fanerozoico na Serra da Mantiqueira e Planalto do Alto Rio Grande configuram uma série de feições estruturais ligados a eventos distintos. Santos (1999) apresenta como registros de eventos tectônicos fanerozoicos para região a presença de diques de diabásio, intrusões alcalinas (Itatiaia e Passa Quatro), depósitos sedimentares das bacias terciárias (algumas vulcânicas associadas) e depósitos cenozoicos. Heilbron et al (2007) apresenta datações K/Ar realizadas em diques básicos e alcalinos. Indica o controle de colocação dos diques por zonas de cisalhamento rúpteis de direções ENE (falhas com componente normal) e NNW (falhas com componente de rejeito horizontal dextral). Apresenta idades de 190 a 130 Ma para os diques básicos relacionando-os ao magmatismo básico transicional a francamente alcalino da fase inicial de abertura do Atlântico Juro-Cretácica. As idades dos diques alcalinos obtidas estão entre 80 e 60 Ma, estando associadas ao magmatismo alcalino do Neocretáceo ao Eoceno na época da implantação do Sistema de Riftes da Serra do Mar. Os depósitos terciários são relacionados ao desenvolvimento de um sistema de riftes gerados no processo de abertura do Atlântico Sul. Riccomini (1989) denomina este sistema de riftes como o Rifte Continental do Sudeste Brasileiro, caracterizado por um conjunto de bacias marginais estreitas e alongada paralelamente ao longo da borda sudeste brasileira e com importantes reativações até o cenozóico. A oeste de Liberdade situa-se a Bacia de Aiuruoca constituída por uma série de depósitos terciários situados no município homônimo e suas redondezas. A partir das características estruturais desta bacia, Santos (1999) apresenta evidências de dois eventos tectônicos regionais (Paleógeno e Neógeno-Quaternário). O primeiro, distensivo está associado á abertura do Oceano Atlântico (correlacionável ao desenvolvimento de Rifte Continental do Sudeste Brasileiro), e o segundo, transcorrente, à atividade neotectônica intraplaca. Esta atividade tectônica cenozóica modificou a paisagem através do rearranjo da drenagem e do relevo, preferencialmente ao longo de zonas de cisalhamento pré-cambrianas dextrais ENE e NE-SW reativadas. O evento distensivo (NW e σ2 NE sub- horizontais, e σ1 subvertical) implicou segmentação, basculamento e abatimento de blocos ENE 12
rumo ao interior, gerando a Bacia Aiuruoca. Atividade neotectônica posterior, transpressiva (σ1 WNW e σ3 NNE, sub-horizontais) associada a binário destral E-W, implicou soerguimento da área e consequente inversão do relevo. Carvalho (2001) através da análise de populações de falhas quaternárias na região do Cinturão Ribeira e utilizando a análise de lineamentos por MNTs (região de Aiuruoca, Serra da Mantiqueira e Maciço de ItatiaiaPassa Quatro) também caracteriza esforços compressivos de direção E-W ambos associando estes esforços a atividade neotectônica. Ao considerar as direções WNW e ENE obtidas na análise de lineamentos como pertencentes a um conjungado de cisalhamento (prováveis R e R’), obtém-se o esforço compressivo orientado E-W compatível com a literatura. A figura 4 ilustra as relações possíveis dentro de um modelo de descontinuidade em uma zona de cisalhamento rúptil destral. No caso, a direção ENE em parte pode ser associada a falhas do tipo R (ou a falhas de primeira ordem) e a direção WNW comportaria- se como falha do tipo R’. A direção NNE representaria a falhas do tipo X e a direção E-W a fraturas T. Outro fato que corrobora para que os lineamentos WNW e ENE sejam representativos de atividade neotectônica ou de tectônica mesozoica é fato de que as mesmas afetam as intrusões alcalinas cretáceas de Itatiaia e Passa Quatro, conforme Carvalho (2001).
Figura 4: Modelo de descontinuidades em uma zona de cisalhamento destral rúptil (cisalhamento simples) de direção NE-SW, apresentando as estruturas mais comuns. R e R´- par conjugados de falhas (Riedel), Tfraturas de partição (onde desenvolvem- se estruturas extencionais como falhas normais), P e X–sistema de falhas secundários; dobras (↔), N -falhas normais e E falhas de empurrão ou inversas.
Agradecimentos : O autor agradece à FAPESP (processos 00/11416-3 e 02/10568-0) pelo apoio financeiro.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Almeida, F.F.M., Hasui, Y., Brito Neves, B.B. Fuck, R. A. (1981). Brazilian structural provinces: an introduction. Earth Science Review, 17, 1-29. Campos Neto, M.C., et al. (2004). Migração de Orógenos e Superposição de Orogêneses: Um Esboço da Colagem Brasiliana no Sul do Cráton do São Francisco, SE – Brasil. Geologia USP: Série Científica, 4 (1): 13-40. Campos Neto, M.Cet al. (2007). Sistema de Nappes Andrelândia, setor oriental: litoestratigrafia e posição estratigráfica. Revista Brasileira de Geociências, 37, 47-60. Carvalho, C. H. G. 2001 - Assinaturas extensionais da Nappe Aiuruoca-Andrelânida -Monografia de trabalho de formaturaUniversidade de São Paulo.Fuck, R.A., Brito Neves, B.B., Schobbenhaus, C. (2008). Rodinia descendants in South America. Precambrian Research, 160, 108–126. Heilbron, M, et al. (2003). Mapa geológico – Folha Santa do Jacutinga – Projeto Sul de Minas. Escala 1:100.000. Companhia Mineradora de Minas Gerais - COMIG. Heilbron, M.; et al (2007). Geologia e Recursos Minerais das folhas Santa Rita do Jacutinga, Barra do Piraí, Volta Redonda e Angra dos Reis. Escala 1:100.000. Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais – CPRM . Liu, J. K. ; Wu, C. N. ; Chuang, M. Y. 1983. Relations between lineaments, joints patterns, seiscmicity, and tectonic stresses in Taiwan Island. Proceceedings of the 17th International Symposium of remote sensing of Enviroment, Ann Arbor Paciullo, F.V.P., Ribeiro, A., Andreis, R.R., Trouw, R.A.J., (2000). The Andrelândia Basin, a neoproterozoic intraplate continental margin, southern Brasília belt, Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 30, 200-202. Riccomini, C. 1989. O rift continental do Sudoeste do Brasil. Tese de doutorado. IGc-USP. São Paulo, 256p Riccomini, C. & Crósta, A. P. 1988. Análise preliminar de lineamentos em produtos de sensores remotos aplicada à prospecção mineral na área dos granitóides Mandiras, SP. Boletim do Instituto de Geociências- USP .V.19. p: 23-27 Santos, M. 1999. Serra da Mantiqueira e Palnalto do Alto Rio Grande: a Bacia Terciária de Aiuruoca e evolução morfotectônica. Tese de Doutorado. UNESP.Rio Claro. V.1. 134p
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XVI SIMPÓSIO
NACIONAL DE ESTUDOS TECTÔNICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
ANÁLISE GEOLÓGICA-ESTRUTURAL DAS PORÇÕES NOROESTE E SUDESTE DE CACHOEIRA DO CAMPO, MG Leonardo Vigário Moreira de Castro 1, Pedro Henrique Silva Barbosa 2, Gustavo Carpentieri 3, Glauco Angeli4, Daniel Goulart Campos 5, Bruno Vigário Moreira de Castro 6, Felipe Portella Vigário 7, Carolina Mello Rodrigues 8 1 Centro Universitário de
Belo Horizonte,
[email protected] Belo Horizonte,
[email protected] 3 Centro Universitário de Belo Horizonte,
[email protected] 4Universidade Federal De Ouro Preto,
[email protected] 5 Centro Universitário de Belo Horizonte,
[email protected] 6 Centro Universitário de Belo Horizonte,
[email protected] 7 Centro Universitário de Belo Horizonte,
[email protected] 8 Centro Universitário de Belo Horizonte,
[email protected] 2 Centro Universitário de
1. INTRODUÇÃO Cachoeira do Campo, distrito de Ouro Preto-MG, foi a área de estudo explorada em 20 km² na sua porção sul, em uma seção diagonal, com direção NW/SE. O município está localizado a Sudeste do Estado de Minas Gerais, à 72 km da capital Belo Horizonte, no Quadrilátero Ferrífero, ocupando a porção Centro-Sudeste. A Geologia regional é composta pelo Complexo do Bação (embasamento granito-gnáissico) e pelo Supergrupo Rio das Velhas (metavulcano-sedimentar) ambos, de idade Arqueana. O primeiro trabalho relacionado com a geologia estrutural da área foi feito por Door (1969) que definiu períodos de deformação no Quadrilátero Ferrífero. Desde então, diversas interpretações foram apresentadas afim de explicar a evolução estrutural da região. O tectonismo atuante na área, ocasionou três eventos deformacionais principais. Os dois primeiros seguem a proposição de Neves
et al.
(1990) sendo eles, Jequié (Arqueano ocorrendo de 2,7 a 2,5 Ga), com altos
estruturais de direção N/S provenientes de um regime transpressional; Transamazônico (Paleoproterozóico de 2,2 a 1,9 Ga) característico por dois tipos de deslocamentos, transpressivo dextral e transtrativo dextral gerando direções SW/NE; Ciclo Brasiliano (Proterozóico Superior a Paleozóico inferior de 700 a 450 Ma) que segundo Almeida et al. (1973) sua característica é marcada pela similaridade com o ciclo de Wilson, por ser um evento supercontinental e Ruhkys et al. (2012), conceitualiza o evento como contracional, que produziu um cinturão de dobramentos e cavalgamentos, gerando estruturas preferenciais na direção E/W. Na região existem poucos afloramentos e dados estruturais em detalhe, motivando a realização do trabalho que objetivou avaliar as estruturas geológicas (dobras, fraturas, falhas e acamamento) da região de Cachoeira do Campo, a fim de correlaciona-las com os eventos deformacionais regionais.
2. MATERIAIS E MÉTODOS O desenvolvimento da pesquisa contou com a delimitação da área através de Sensoriamento Remoto e
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Geoprocessamento, utilizando o Google Earth com imagens de 2016. As estruturas observadas foram analisadas e correlacionadas com as drenagens e zonas homólogas, gerando dados importantes para a campanha de campo. Ao longo de Cachoeira do Campo, foram amostradas litologias representativas por suas feições e por análise macroscópica. Respectivamente adotou-se uma dinâmica de coleta com um espaçamento de 3 em 3 metros em cada afloramento, com isso, foram colhidas medidas de faturamento, bandamento e eixos de dobras, gerando aproximadamente 120 medidas no total que foram posteriormente tratadas no Estereonet para determinar a tendência de direção da região estudada.
3. RESULTADOS E DISCUSSÕES Apesar do resultado geral ser um pouco confuso, pelo fato dos dados tratados no Esterionet apresentarem uma direção a qual alguns autores julgam ser diferente, foram levantadas algumas hipóteses importantes devido a correlação das medidas colhidas nos diferentes litotipos com suas direções preferenciais apresentadas. O Complexo do Bação (TTG) teve suas medidas variando de N/S a NNE/SSW o qual se enquadra ao evento Jequié de idade arqueana. Os metapelitos do Grupo Nova Lima em contato com o Grupo Maquiné, respectivamente adentrando em uma modesta parte no Supergrupo Minas de idade Paleoproterozóica, apresentaram direções preferencias NE/SW se enquadrando ao evento Transamazônico, por sua vez também sendo Paleoproterozóico.
Figura 1: (A) Estereograma representativo das atitudes principais dos bandamentos coletados em campo, representados por seus polos, que indicam uma tendência de mergulho principalmente para SW, com alguns subordinamentos a SE. (B) Diagrama de Roseta representativo das famílias de fratura coletadas em campo, demonstrando a tendência principal de faturamento em NNE/SSW, com fraturamentos secundários em NW/SE.
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4. CONCLUSÃO Após analisadas diversas medidas de fraturas nas rochas, como: Gnaisses, Granitos, Xistos e Metapelítos observou-se que há um padrão direcional preferencial para NE/SW, o que nos permite associá-las, em grande parte, ao evento transpressional transamazônico, ocorrido no Quadrilátero Ferrífero aproximadamente há 2 G.a (Proterozóico), que por sua vez, apresenta suas tensões principais nas mesmas direções, NE/SW. Os resultados apresentados buscam contribuir com a caracterização tectônica de Cachoeira do Campo, que antes deste trabalho, não haviam estudos nesse nível de detalhe, gerando portanto, uma base de medidas para futuros trabalhos na região.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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ANÁLISE CINEMÁTICA ESTRUTURAL NA REGIÃO DA SERRA DE JACOBINA – SISTEMAS DE FALHAS E DOBRAMENTOS 1
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Fabrício Pereira dos Santos , Daniel Augusto de Miranda , Rita Cunha Leal Menezes , Carolina Reis
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CPRM – Serviço Geológico do Brasil, e-mail:
[email protected] . 2 CPRM – Serviço Geológico do Brasil
INTRODUÇÃO Localizada na porção centro-leste do estado da Bahia, a serra de Jacobina representa um sistema montanhoso extenso cerca de 250 km, desde a região de Piritiba-BA até a norte de Senhor do Bonfim-BA. Tratase de um importante centro de extração mineral e se destaca pelas ocorrências como ouro, manganês e esmeralda. Inserido no Projeto de Integração Geológica e Avaliação do Potencial Metalogenético da Serra de Jacobina e do Greenstone Belt Mundo Novo da CPRM/SGB este trabalho objetiva a caracterização e construção do arcabouço tectono-estrutural, visando a correlação com a formação de depósitos minerais, dando especial atenção ao sistema de falhas Pindobaçu, de grande expressão e representação. Resultado da integração de variados métodos e ferramentas, incluiu análise cinemática e coleta em campo, lâminas petrográficas, senroriamento remoto e importante interpretação dos produtos geofísicos de magnetometria e gamaespectometria.
GEOLOGIA REGIONAL Inserida no contexto do Cráton São Francisco, a bacia encaixa-se na porção leste do Bloco Gavião (BG) e possui embasamento arqueano, o Complexo Mairi (CM), e é associada à grande zona de sutura compressional NS, conhecida como Lineamento Contendas-Jacobina-Mirante. Há ainda a ocorrência do Greenstone Belt Mundo Novo (GSBMN), Complexo Saúde (CS) e intrusões graníticas (Peucat et al., 2002). A deformação regional é caracterizada pelo resultado de sucessivas acresções na borda leste do Bloco Gavião, conformando o cinturão Paleoproterozóico Itabuna Salvador Curaçá (Barbosa & Sabaté, 2004). Partindo do cinturão à leste, o grau de metamorfismo é decrescente em direção à serra ou Grupo Jacobina (GJ). Varia de fácies granulito alto nas unidades dos Complexos Tanque Novo Ipirá e Caraíba, diminuindo para anfibolito alto a anfibolito nos Complexos Mairi e Saúde, onde na porção da serra e unidades do greenstone e Grupo Jacobina possui caráter predominante de xisto verde alto. A feição geomorfológica da serra é composta essencialmente pelo GJ, uma sequência sedimentar onde predominam metassedimentos clásticos médios e grossos, distribuídos nas formações Serra do Córrego (basal), Rio do Ouro e Formação Cruz das Almas. Também compõe a serra, bordejando à leste, o GSBMN conformando um cinturão de rochas vulcanossedimentares litologicamente diversificado, inclui sequências de Biff’s, xistos, quartzitos, andaluzita xistos e metavulcânicas.( Sampaio et al., 2001; Mascarenhas & Silva, 1994; Couto et al. 1978)
ARCABOUÇO ESTRUTURAL Com vetor de convergência alinhado aproximadamente EW a WNW a deformação principal reflete a formação do orógeno Itabuna Salvador Curaçá. Na área estudada (Figura 01), de leste para oeste, as unidades de tal cinturão representam uma zona de sutura orogênica com foliação verticalizada e alta obliteração de texturas primárias. Tais unidades são postas em contato com o Bloco Gavião, conseguinte CM, pela Zona de Cisalhamento Mairi, esta se destaca pelo comportamento diferenciado ao longo de sua extensão. Na porção sul tem comportamento basicamente transpressional-sinistral passando a compressional frontal e transpressionaldextral a norte. O domínio do BG, tanto a leste quanto a oeste da serra, sob regime dúctil-rúptil, possui alta deformação, onde observa-se a intrusão de granitos alongados, acompanhando a deformação e delimitando as zonas de cisalhamento. Situação similar pode ser descrita para as unidades do CS, em fácies anfibolito, mostra ainda expressos dobramentos, assimétricos, comumente indicando transporte para W.
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Figura 01 – Carta Associações Tectono Estratigráficas (à direita), Carta Domínios Estruturais (à esquerda) sobrepostos à produto geofísico Análise do Sinal Analítico. Ilustra as principais estruturas observadas na área e sua correlação com os unidades geológicas observadas. Remetendo ao Lineamento Contendas Mirante e delimitando a Serra de Jacobina, nos domínios do GJ e GSBMN, desenvolve-se a partir da região de Piritiba um feixe de estruturas transpressionais longitudinais NS que se estende e se abre para norte, além de transcorrentes transversais ao lineamento. O domínio estrutural composto pelo GJ e GSBMN é, de leste para oeste, marcado pelos grandes sistemas de falhas Itaitu (i), Pindobaçu (ii), Maravilha (iii) e Jacobina (iv). O sistema i, intermediário no Complexo Saúde, é subvertical com mergulho para leste e compressional frontal a transpressional-sinistral; ii de maior extensão, subverticalizado com mergulho para oeste e leste, marca na porção centro-sul o contato entre as unidades do GSBMN com o CS onde tem comportamento dominantemente transpressional-sinistral. A norte,
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na Serra da Paciência, adquire caráter compressional frontal com vergência para oeste; iii - no contato entre a Formação Cruz das Almas e Rio do Ouro, também subvertical e compressional, provoca intensa catáclase e milonitização, ora nos quartzitos ora nas metabásicas e ultrabásicas encaixadas nos vales; o sistema iv marca a borda oeste da Serra, é compressional com mergulho para leste, coloca os conglomerados da Formação Serra do Córrego sobre o embasamento do BG.
Sistema de Falhas Pindobaçu Com a maior prolongação é o sistema de falhas que demarca a borda leste da Serra de Jacobina, representando o principal componente dentre o feixe de falhas longitudinais presentes. Pode ser traçado desde os intermédios de Mundo Novo até a norte de Jaguari. Representa de maneira geral o contato entre a Fm. Cruz das Almas e as outras unidades que bordejam a serra. Sendo, na porção centro sul, rochas do GBMN e a norte por unidades do CS e Granito Jaguarari. Como dito, possui prolongamento NS sofrendo inflexão e assumindo formato curvo a norte de Missão do Sahy, característica esta atribuída a influência das intrusões graníticas riacianas/orosirianas pouco deformadas de Socotó e Flamengo. Em sua maior parte subverticalizado com mergulhos para oeste e leste, atribui-se comportamento geral transpressional-sinistral variando a compressional na porção norte, nas proximidades da Serra da Paciência. A partir de onde, adquire também atitudes com mergulhos medianos, predominantemente para leste.
Garimpo da Biquinha O garimpo da Biquinha, a leste de Saúde-BA, mostra ocorrência aurífera em veios quartzosos encaixados em zona de cisalhamento nos andaluzitas-xistos da Formação Cruz das Almas. Com foliação subvertical mergulhando para E, são observadas ao menos quatro fases de deformação na seguinte ordem: percolação dos veios quartzosos, fase de falhamento reverso vergente para oeste, crenulação com eixo aproximadamente ortogonal à lineação de estiramento da fase anterior e um quarto momento com deslocamento rúptil lateral, em sua predominância sinistral, observado tanto por estiramento mineral quanto por steps de falha e rejeito dos veios. Juntamente com a observação ao longo de todo o prolongamento da serra, este sistema de interações indica a combinação de deformações ora compressivas, ora transpressivas e ora transcorrentes, resultantes de uma deformação inicial EW que evolui para WNW tanto por escape lateral quanto pela influência de novo componente, remontando ao choque dos Blocos Gavião e Serrinha e posteriormente o Bloco Jequié a sul.
Serr a da Paciência A Serra da Paciência (Figura 1), a norte de Pindobaçu, é sustentada por espesso pacote quartzoso metarenítico ora conglomerático referente a Formação Cruz das Almas. Nesta região é possível observar a ocorrência de dobramentos abertos, meso a megascópicos, levemente assimétricos, com vergência para W, eixo de dobramento NS com leve caimento para norte. Apesar do penetrativo padrão de fraturamento em função da competência reológica, pode-se descrever a concentração de estruturas rúpteis cisalhantes e veios quartzosos nas zonas de charneira.
Figura 02 - Seção representativa Serra da Paciência, notar posição dos principais sistemas de falhamento e representação dos dobramentos no pacote metarenítico.
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Distante da posição de maior concentração de esforços tectônicos, tal deformação responde basicamente ao esforço EW observado, sendo preservado obliteração por estruturas transcorrentes, como pode ser descrito nas proximidades de Jacobina-BA. Desta forma a expressão do Sistema de Falhas Pindobaçu fica restrita à borda leste da serra, que por ser descontínuo e curvilíneo afeta irregularmente o contato com a unidade basáltica adjacente, este vê-se ora erosivo, ora tectônico cisalhante. Na localidade do garimpo de Mina Velha, ocorrência aurífera encaixada em rocha máfica, a mineralização se dá em plano de falha cisalhante subvertical com deslocamento que sugere movimento sinistral e que por sua vez é cortado por rampa de empurrão com mergulho mediano a alto para leste.
CONCLUSÕES A partir do entendimento do esforço e das cinemáticas primária e secundária, além da caracterização em domínios geotectônicos, torna-se possível a correlação do arcabouço tectono-estrutural com a evolução geológica e sistemas metalogenéticos na área, representando um importante avanço no conhecimento integrado da região.
Apoio: CPRM – Serviço Geológico do Brasil; Universidade de Brasília
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Barbosa, J.S.F., Sabaté, P., 2004. Archean and Paleoproterozoic crust of the SãoFrancisco Craton, Bahia, Brazil: geodynamic features. Precambrian Res. 133,1–27, http://dx.doi.org/10.1016/j.precamres.2004.03.001. Couto, P.A.; Sampaio, A.R.; Gil, C. A.A., 1978. Projeto Serra de Jacobina; geologia e prospecção geoquímica. Relatório Final. Salvador: CPRM. 12v. Convênio DNPM/CPRM. Mascarenhas, J.F., Silva, E.F.A., 1994. Greenstone belt deMundo Novo: Caracterização e implicações metalogenéticas e geotectônicas no cráton do São Francisco. Série Arquivos Abertos, vol. 5. Companhia Baiana de Pesquisa MineralCBPM, Salvador. 31 map. Peucat, J.J., Mascarenhas, J.F., Barbosa, J.S.F., Souza, S.L., Marinho, M.M., Fan-ning, C.M., Leite, C.M.M., 2002. 3.3 Ga SHRIMP U–Pb zircon age of a felsicmetavolcanic rock from the Mundo Novo greenstone belt in the São FranciscoCraton, Bahia (NE Brazil). J. S. Am. Earth Sci. 15, 363–373, http://dx.doi.org/10.1016/S08959811(02)00044-5. Sampaio A. R., Santos R. A., Rocha A. J. D., Guimarães J. T. 2001. Programa levantamentos geológicos básicos do Brasil. Jacobina, folha SC-24-Y-C, estado da Bahia. Escala 1/250.000. CPRM. Brasília, p. 116.
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CARACTERIZAÇÃO DO ARCABOUÇO ESTRUTURAL DOS ARREDORES DE LIMOEIRO (PE), REGIÃO LESTE DO DOMÍNIO RIO CAPIBARIBE, ZONA TRANSVERSAL - PROVÍNCIA BORBOREMA Caio dos Santos Pereira 1, Maria de Fátima Lyra de Brito 1, Carlos Alberto dos Santos 1, Priscila Rezende Fernandes 1, Milena Rocha de Aquino 1, Roberto Gusmão de Oliveira 1, Nitzschia Regina Rodrigues Domingos 1, Edlene Pereira da Silva 1, Edilton José dos Santos1 1
Serviço Geológico do Brasil – CPRM - Superintendência Regional de Recife (PE), e-mail:
[email protected]
1. INTRODUÇÃO A área de Limoeiro (PE) situa-se na porção leste do Estado de Pernambuco, nordeste do Brasil, e compreende uma parte da área do Projeto Rio Capibaribe, cujo mapeamento geológico (1:250.000) está em desenvolvimento pela CPRM-Serviço Geológico do Brasil. A área de Limoeiro (PE) está inserida geotectonicamente na Zona Transversal da Província Borborema, mais especificamente, corresponde a porção leste do Domínio Rio Capibaribe (Figura 1). A área contém uma diversidade litológica formada por embasamento Paleoproterozoico e Mesoproterozoico, por faixas móveis Neoproterozoicas e por rochas intrusivas Paleoproterozoicas, a Neoproterozoicas. Recentemente, na localidade do sítio Bela Vista, próximo a Limoeiro (PE) foram identificadas exposições de rochas ultramáficas e de gossans, com elevadas anomalias químicas de níquel, e com potencialidade para a mineralização em Ni-Cu ± PGE. Essa descoberta possibilitou a abertura de novos estudos e novas oportunidades para exploração na Província Borborema e evidenciou a necessidade de uma melhor caracterização das unidades litoestratigráficas, dos limites tectônicos e idades e, por consequência, o entendimento da evolução estrutural e tectônica da área. Neste contexto, este trabalho visa descrever, os principais traços estruturais identificados na área, obtidos a partir da análise e interpretação dos sensores remotos (imagens de satélite e aerogeofísica) e dos resultados obtidos a partir da análise e interpretação dos dados estruturais adquiridos em campo no desenvolvimento do projeto.
2. ASPECTOS GEOLÓGICOS A área estudada compreende a porção leste do Domínio Rio Capibaribe, que é descrito na literatura como limitado entre a Zona Cisalhamento Congo-Cruzeiro do Nordeste, a norte e noroeste, e o Lineamento Pernambuco, a sul. Na área estudada é identificado o limite sul deste e, restritamente, na porção NW da área, o limite norte é feito através de zonas de cisalhamento contracionais, que o colocam em contato com os litotipos do Domínio Alto Moxotó. Na área estudada engloba um embasamento gnáissico-migmatítico e faixas móveis. O embasamento é constituído por complexos plutonometamórficos e intrusivas paleoproterozoicas, representadas pelos ortognaisses dioríticos a graníticos do Ortognaisse Vertentes (U-Pb em zircão: 2,11 Ga), ortognaisses granodioríticos a tonalíticos do Complexo Salgadinho (U-Pb em zircão: 2,06-2,08 Ga), ortognaisses dioríticos a tonalíticos do Ortognaisse Buenos Aires, ortognaisses graníticos do Ortognaisse Mata Virgem (U-Pb em zircão 1.98G a), ortognaisses graníticos a granodioríticos do Ortognaisse Urucuba, e por intrusões anorogênicas do Complexo Gabro-Anortosítico de Passira, (U-Pb em zircão e U-Th-Pb em monazita: 1,7-1,6 Ga). Ocorrem ainda corpos paleo a mesoproterozoicos de ortognaisses graníticos do Ortognaisse Bengala (U-Th-Pb em monazitas 1.58 Ga.), e de metagranitoides tipo A Caliminianos da Suíte Intrusiva Serra da Taquaritinga (U-Pb em zircão: 1.557Ma). Também ocorrem sequências metavulcanossedimentares Eotonianas (Complexo Vertentes) e metassedimentares do Criogeniano-Edicariano do Complexo Surubim-Caroalina (zircão detrítico de < 642 Ma Neves et al., 2009), este último constituído por (sillimanita)-(granada)-biotita xistos, (silimanita)-(granada) biotita paragnaisses, mármores, quartzitos e rochas calcissilicáticas), constituindo uma típica associação QPC (Quartzito-Pelito-Carbonato). Dentro do Domínio Rio Capibaribe, ocorre a Suíte Intrusiva Ultramáfica Vicência (antes denominada Limoeiro) que está encaixado no Complexo Surubim-Caroalina. Nesta suite ocorre o depósito de Ni-Cu ± PGE na forma de sulfetos maciços e disseminados hospedados em corpos ultramáficos (harzburgitos, ortopiroxenitos) pouco ou não deformados, com estruturas primárias cumuláticas preservadas, e com forma de
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conolitos, seguindo o trend ENE-WSW (Mota e Silva, 2014). Esta região contém ainda um intenso magmatismo neoproterozoico (Ortognaisse Pinhões e suítes Itaporanga, Conceição e Terra Nova), com emplacement sin a tardi-, e tardi a pós-brasiliano, com afinidade geoquímica variada.
3. ANÁLISE DOS DADOS AEROGEOFÍSICOS A análise e interpretação dos dados e imagens aerogeofísicas da área estudada mostrou que o Domínio Rio Capibaribe está limitado, ao sul, por um expressivo alinhamento magnético na direção ENE-WSW, que se correlaciona com o Lineamento Pernambuco ( LP). Ao norte, está compartimentado em dois domínios geofísicos, limitado por outro forte alinhamento magnético de direção E-W, relacionado à Zona de Cisalhamento Coxixola (ZCC), que separa regiões com assinaturas geofísicas distintas entre si. Ao norte da ZCC o padrão é caracterizado por alinhamentos alongados na direção NE-SW, correlacionados com zonas de cisalhamentos, e por anomalias com altos gradientes magnéticos associadas com granitos magnéticos encaixados na direção E-W ao longo da ZCC. Ao sul da ZCC o padrão é marcado por: um gradiente magnético alto, correlacionado às rochas do embasamento e um gradiente magnético baixo associado às rochas metassedimentares do Complexo Surubim-Caroalina e por expressivos alinhamentos magnéticos de direção NE-SW, correlacionados a zonas de cisalhamentos que marcam o limite entre as rochas do embasamento gnáissico e as formações metassedimentares do Complexo Surubim-Caroalina; por apresentar a maioria dos alinhamentos e anomalias magnéticas no embasamento que correspondem a foliação tectônica e intercalações de rochas básicas e ultrabásicas. Nos metassedimentos, na porção centro-norte desta região ocorre um agrupamento de anomalias magnéticas de direção E-W associadas com intrusões de rochas ultramáficas mineralizadas em Ni-Cu ± PGE. Nas duas regiões, a norte e a sul da ZCC ocorrem ainda alinhamentos secundários retilíneos de direção NW-SE, relacionados com deformação rúptil e podem corresponder a falhas e/ou diques, estes por vezes preenchidos com rochas magnéticas de idade cretácia.
4. ANÁLISE ESTRUTURAL 4.1. Análise das Estruturas Regionais O arcabouço estrutural da área é marcado por traços estruturais dúcteis (foliação, dobras e zonas de cisalhamento) e rúpteis (falhas e fraturas). Em mapa, na área estudada, a foliação/xistosidade é assinalada por traços descontínuos e espaçados (traços da superfície S), ora retilíneos ora encurvados, marcados nas rochas supracrustais. Por vezes estes traços de foliação delineiam dobras regionais, com geometria aberta a fechada, com planos axiais subverticais e eixos com diversas orientações de caimento. As zonas de cisalhamento (ZC) identificadas são marcadas por traços contínuos retilíneos a curvilíneos, aos quais por vezes se associam os traços de superfícies S. Estas ZC são transcorrentes, compressionais, transpressionais e transtracionais, que ora marcam contatos de unidades litotestratigráficas e/ou de domínios estruturais ora controlam o relevo e a drenagem. Observa-se que na área as principais ZC são transcorrentes e ora formam faixas de cisalhamento ( LP e ZCC, com direções NE-SW e E-W, respectivamente), ora formam zonas de cisalhamento isoladas de direção NE-SW, retilíneos e descontínuos. Também ocorrem zonas de cisalhamento compressionais ou tranpressionais distribuídas nas porções centro-sudeste da área estudada (ZC Pau d’alho e Glória do Goitá) que estão marcadas por traços contínuos a curvilíneos de expressão regional, e que desenvolvem uma trama dúctil de baixo ângulo, com lineação de estiramento indicando o transporte tectônico. Os traços estruturais rúpteis (sistemas de juntas ou fraturas) ocorrem superpostos às estruturas dúcteis (foliações, dobras e zonas de cisalhamento), e estão marcados por traços retilíneos, principalmente na direção NW-SE. Em afloramento observa-se que estes apresentam direções variadas, dominantemente, nas direções NE-SW e NW-SE e por vezes podem se apresentar preenchidos por diques dioríticos e sieníticos e por rochas magnéticas.
4.2. Análise dos Dados de Campo A análise e interpretação dos dados estruturais permitiram reconhecer na área um modelamento estrutural complexo, formado por superposição de fases de deformação e uma estruturação regional dominada por zonas de cisalhamento tangenciais e transcorrentes, bem marcadas nos mapas aeromagnetométricos e em campo. O modelamento estrutural da área é formado por pelo menos três fases de deformação (D1 a D3) superpostas, as quais foram afetadas, posteriormente, entre as fases D2 e D3, por zonas de cisalhamento
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transcorrentes, que se superpõem às estruturas prévias, condicionando ou deformando as rochas do embasamento, ou ainda produzem o arrasto dos traços de foliação pré-existentes e geram foliações miloníticas, subverticais a verticais.
4.3. Zonas de Cisalhamento Os dados obtidos em campo estão na figura 2, que mostra o padrão de distribuição das principais foliações miloníticas (Sm) da área, evidenciando um padrão de pólos com densidade máxima no plano médio de 154Az/38 o, e a distribuição das lineações de estiramento mineral (Lx) associadas, com a densidade máxima com sentido e intensidade de 347Az/07 o. A análise e interpretação dos dados estruturais permitiram reconhecer que as foliações miloníticas principais apresentam orientação preferencial nas direções E-W e ENE-WSW (figura 2a). O padrão de distribuição de pólos ocorre nas regiões NNW e SSE e N e S do diagrama, evidenciando o mergulho subvertical das ZC, sugerindo corresponder a zonas de cisalhamento transcorrentes as mais marcantes, presentes na área ( LP e ZCC) e aquelas que marcam o limite entre as unidades litoestratigráficas. Neste diagrama também se observa a ocorrência de pólos amplamente distribuídos na região central do diagrama, correspondendo a planos de foliação milonítica de baixo ângulo com caimentos principalmente para SE, e alguns para NE e NW, sugerindo a atuação de cisalhamento contracional, possivelmente correspondendo às ZC Paudalho, Glória de Goitá e Urucuba. Já as lineações de estiramento observadas na Figura 2b mostra que os caimentos principais são para N-S, mas também para E-W, NE, NW, SE e SW. A foliação milonítica que mostra distribuição de pólos nas regiões NNW-SSE e N-S do diagrama e a foliação milonítica de baixo ângulo, com caimento para SE, por vezes para NE e NW, apresentam-se, em campo, desenvolvendo milonitos com mergulhos subverticais a sub-horizontais, e a estas se associam lineações de estiramento sub-horizontais, com direções NNW-SSE, N-S e NNE-SSW sugerindo que o vetor de tensão máxima para estas estruturas está orientado nestas direções.
4.4. Foliação Principal (Sn = S2) Os dados estruturais coletados nas unidades metavulcaossedimentares e metassedimentares que ocorrem na área (Complexos Vertentes e Surubim-Caroalina) permitiram identificar que a fase D1 gerou a foliação S1//So. Na fase D2 a foliação (S1//So) é dobrada em dobras isoclinais fechadas, com charneira da dobra F1 ficando localmente preservada como dobras intrafoliais. Com o dobramento isoclinal e transposição da foliação S1//So as estruturas pretéritas são transpostas pela foliação S2, e ficam paralelas a subparalelas a foliação S1 e formam a foliação regional (S2). Na figura 2c se observa que a foliação S2 é subhorizontal, podendo ter um mergulho maior ou menor dependendo do anteparo estrutural e da proximidade com zonas de cisalhamento transcorrentes ou de transpurrão. Essa foliação S2 é a foliação principal no mapa, com caimentos para NW ou SE (plano médio 300Az/5o). Na Figura 2d observa-se que as lineações Lb e Lc, em geral, apresentam uma distribuição dispersa, o que pode sugerir que a foliação principal S2 está dobrada em outra fase de deformação D3, ou seja, está ondulada por um D3 a qual raramente forma um padrão de foliação S3 quando vista nos afloramentos. Os caimentos dos eixos são para N-S, NW-SE e NE-SW, confirmando essa alta dispersão das lineações de eixos de dobras associadas ao redobramento da S2 pela fase posterior D3.
5. CONCLUSÕES A análise e interpretação dos dados e imagens aerogeofísicas e dos dados estruturais indica que na área de Limoeiro (PE) o DRC: 1) apresenta assinatura geofísica heterogênea; 2) está compartimentado em dois domínios pela ZCC; 3) nos domínios ocorrem alinhamentos magnéticos NE-SW correlacionados à ZCC; 4) os altos gradientes magnéticos estão associados a granitos magnéticos e às rochas do embasamento; 5) os gradientes magnéticos baixos estão associado às rochas metassedimentares do Complexo Surubim-Caroalina; 6) localmente, ocorre um agrupamento de anomalias magnéticas associadas com intrusões de rochas ultramáficas mineralizadas em Ni-Cu ± PGE. Além disto, o arcabouço estrutural da área é marcado deformação dúctil (foliação, dobras e zonas de cisalhamento) e rúptil (falhas e fraturas). Na área a estruturação regional é dominada por ZC transcorrentes, compressionais, transpressionais e transtracionais; e o modelamento estrutural apresentase complexo, formado por superposição de fases de deformação. As foliações miloníticas principais apresentamse orientadas nas direções E-W e ENE-WSW e, por vezes, marcam o limite entre as unidades litoestratigráficas.
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A foliação milonítica contracional de baixo ângulo ocorre na porção SE e NNE da área, com caimentos principalmente para SE, e alguns para NE e NW. Nas unidades metavulcanossedimentares e metassedimentares (Complexos Vertentes e Surubim-Caroalina), os dados estruturais sugerem uma evolução estrutural a partir de três fases de deformação, tendo a foliação principal (S2) um caimento sub-horizontal, podendo ter um mergulho maior ou menor, a depender do anteparo estrutural e da proximidade com zonas de cisalhamento transcorrentes ou de transpurrão. Nesta foliação há dobras intrafoliais (So//S1) preservadas e a foliação S2 está dobrada em outra fase de deformação D3, marcada pela dispersão das lineações de eixo de dobra.
Figura 1 - Localização da área estudada.
Figura 2: Estereogramas com pólos e densidade das foliações: a) Foliações Sm miloníticas. a
b
b) Lineações de estiramento mineral Lx. c) Foliação principal Sn//S2. d) Lineações de eixo de dobra Lb/ lineações de crenulações Lc.
c
d
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STRUCTURAL ANALYSIS AND TRANSITION FROM THIN- TO THICK-SKINNED TECTONICS DURING THE NEOPROTEROZOIC OROGENY IN THE BRASÍLIA BELT
Lucan Mameri1, Tiago Angelo 2, Gabriel Bordonal 2, Pedro Kimura2, Stephanie Reis2, Marco Antonio Caçador Martins-Ferreira2 1Géosciences Montpellier, Université de 2 Universidade de
Montpellier 2, Montpellier, France, email:
[email protected] Brasília, Instituto de Geociências, Brasília, Brazil, email:
[email protected]
1. INTRODUCTION
The term thin-skinned deformation will be used to refer to a shallow gently dipping decoupled horizon at the base of a sedimentary cover sequence whereas the term thick-skinned will invoke the deformation in which the crystalline basement and cover are deformed together (Rodgers, 1949, Chapple, 1978). The analysis of whether a fold-and-thrust belt has been deformed dominantly by thick-or thin-skinned deformation styles is highly relevant to evaluate the overall orogenic process, its mechanical behaviour, depth and degree of decoupling within the crust and the amount of shortening (Pfiffner, 2006). Frequently, the simplified models of deformation in a fold-and-thrust belt consider one or another of these styles affecting a region, however, it rarely address the transition between them in both space and time (Scisciani & Montefalcone, 2006, Madritsch et al., 2008). In this study, we report data from aeromagnetic survey, structural field mapping and microtectonics analysis for assessing the spatial distribution of reactivated deep Paleoproterozoic shear zones and their relation to shallow Neoproterozoic structures in the Brasília Belt, as well as its time and meaning (Fig.1).
Figure 1: Simplified structural map highlighting the main shear zones and the presumably transitions zone between thin- to thick-skinned deformation styles in the studied area. 2. METHODOLOGY
We analysed images from remote sensors and extracted lineaments from Analytical Signal Amplitude (ASA) as well as from the first vertical derivative (Dz) of the magnetic field in order to determine the regional geometry of the study area. Up to 2,500 attitudes of tectonic structures were collected in the field and are here 26
presented by equal-area lower hemisphere stereographic projections (Fig.2). The structural relations in mesoscopic-scale is presented through outcrop pictures and schematic vector drawings. Over 250 thin sections were studied to investigate crosscut relations and metamorphic assemblages associated to the main tectonics structures. 3. GEOLOGICAL CONTEXT
The Brasília Belt was formed during the Brasiliano Orogeny (900 – 600 Ma), involving subduction, magmatism and terrain accretion as result of the consumption of the Goiás oceanic lithosphere (Pimentel, 2016). The study area is located at the northeast portion of the Brasília Belt, where an Archean-Paleoprotozoic basement is exposed, being considered as an extension extension of the Sao Francisco paleoplate. In the Almas region, where this study was conducted, the basement is described as a Paleoproterozoic granite-gneisses terrain surrounded by narrow and curvilinear Archean volcanosedimentary rocks (Cruz & Kuyumjian, 1998). These units are partially covered by folded Mesoproterozoic sediments. Previous works recognized gneissic bands and mylonitic foliation in rocks from the basement and interpreted it as formed in amphibolite facies subsequently superimposed by greenschist facies deformation d eformation (Borges, 1993).
Figure 2: Stereographic projection of the attitudes of the main planar and linear tectonic structures. 4. RESULTS
The main structures described in regional-scale are NNE-SSW to NNW-SSE curvilinear lineaments marked by narrow, high to intermediate, amplitudes of magnetic signal. Notably, some of the lineaments coincide with the limits of the sedimentary cover, especially in the west portion of the study area. These magnetic lineaments commonly display sharp lateral transition to non-linear regions of low magnetic signal amplitude, forming Y-shaped patterns. In the sedimentary sequence the most prominent feature in regional scale is the N-S trend of remnant covers subparallel to the magnetic lineaments. In field-scale, the basement rocks from fr om the west and central portion of the studied area commonly shows anastomosed protomylonitic protomylonitic to mylonitic foliation dipping moderately towards the west, whereas at the east side of Boqueirão Shear Zone this foliation predominantly dips high angle towards the east (Fig.2a, b). Locally overturned folds may be observed affecting a highly penetrative foliation from the greenstone belt sequence. Stretched quartz and plagioclase minerals form sigmoidal structures and LS-type tectonites in the TTG suite 27
(Fig.3b),
remarkably defining girdle distribution in N-S direction close the centre in stereographic projection, therefore subparallel to the basement foliation (Fig. 2d).
Figure 3: (a ) The main planar structures observed in the sedimentary cover and (b) in the basement. Dynamic recrystallization of horneblende horneblende (c) and boudinage of plagioclase plagioclase (d) from the basement rocks. Quarzt (Qtz); Horneblende (Hbl); Muscovite (Ms); Sericite (Ser). The sedimentary sequence from the east shows more preserved primary features compared to the cover from the west side that display a penetrative tectonic foliation dipping moderate to low angle towards west, notably well developed at the base of the sedimentary sequence (Fig.3a). The foliation from the cover exhibit an asymmetric girdle distribution with maximum of poles at 40 ° from the centre of the stereographic projection (Fig.2c). The mineral lineation is mainly comprised by stretched quartz and/or calcite plunging gently towards the NNW direction (Fig.2e). In microtectonics scale, plagioclase porphyroclast and horneblende porphyroblast are frequently described rotated, stretched and deflecting the foliation (Fig.3c, d). Polygonal quartz minerals are often documented occurring in strain shadows sometimes with grain boundary migration features. Muscovite and biotite occurs in the strain cap of the porphyroblasts. In the sedimentary cover, epidote porphyroblast is commonly described deflecting the foliation formed by chlorite, muscovite and sericite. Stretched calcite and undulated quartz are often reported, the latter locally polygonized and with subgrain boundaries well developed. In the west, nearby the Riacho do Mato Shear Zone, the local banding of the basement show folds with vergence towards the east (Fig.4a, b). Interesting, two distinct planar structures might be observed in the TTG suite, being represented by the protomylonitic foliation obliterated by a relatively week chlorite-muscovite rich foliation (Fig.4c). Neither the cross-cut relation nor the folding were observed in the TTG suite from the east side of the Boqueirão Shear Zone. 28
Figure 4: Neoproterozoic deformation affecting previous paleoproterozoic structures from the basement. 5.DISCUSSIONS AND CONCLUSIONS
Two distinct thermostructural regimes were recognized in the area, one solely imprinted on the basement and the other in both, basement and sedimentary cover. The first is related to Paleoproterozoic ductile deformation in amphibolite facies with an important component of pure shear, as suggested by the stretching lineation from the basement in a girdle distribution subparallel to the protomylonitic foliation. The second regime, Neoproterozoic in age, is associated to brittle-ductile deformation in greenschist facies, forming asymmetric folds in the basement and cover with vergence to the east, thrust and nappes system, remarkably developed in the east portion of the studied area. The stretching lineation in the cover with rake angles between 30 ° and 0° 0° suggest the development of Neoproterozoic lateral ramps in the area. The penetrative foliation at the base of the sedimentary sequence especially developed in the west of the studied area testifies in favour of basal decoupling between cover and basement, probably related to the unconformity between them. The intensity of the Neoproterozoic deformation in the basement and sedimentary cover decrease gradually from the west towards the east of the studied area, being notably strong in the east side of the Riacho do Mato Shear Zone and vanishing in the east side of the Boqueirão Shear Zone. Thus, we interpreted part of the geophysical lineaments in the centre and east side of the studied area as indicative of deep-level Paleoproterozoic shear zones partially reactivated during the Neoproterozoic deformation. Hence, we propose here a gradual transition between thick- and thin-skinned tectonics during Neoproterozoic deformation at the centre of the studied area. REFERENCES
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ESTUDO PETROGRÁFICO E MICROTECTÔNICO DOS GRUPO PARANOÁ E CANASTRA, NORTE DO DF E ENTORNO Rafael Henrique Grudka Barroso 1, José Oswaldo de Araújo Filho 2, Edi Mendes Guimarães 2 1 Universidade de Brasília –
Programa de Pós-graduação, e-mail:
[email protected] 2 Universidade de Brasília
1. INTRODUÇÃO O presente estudo trata da caracterização de rochas pelíticas da porção norte e do entorno do Distrito Federal, compreendendo rochas pertencentes aos grupos Canastra e Paranoá (Fig. 1; Faria 1995, Freitas-Silva & Campos 1998, Dardenne 2000, Campos et al. 2013). Contrariamente ao Grupo Canastra – caracterizado claramente como unidade metassedimentar de fácies xisto-verde baixo – às rochas do Grupo Paranoá são atribuídas designações tanto de rochas sedimentares, tais como ritmito, calcário e conglomerado, quanto de rochas metamórficas de muito baixo grau, como ardósia, metassiltito e quartzito. A nomenclatura utilizada para as rochas do Grupo Paranoá tem tido como base aspectos macroscópicos, como a presença de clivagem ardosiana, e da coesão/silicificação dos termos psamíticos. Assim, embora sem apresentar feição metamórficas características às camadas a elas vizinhas e correlacionadas estratigraficamente, é aqui aplicado o termo “meta”, de forma generalizada, como metarritmito, metassiltito e metacalcário. Para investigar a relação entre diagênese e tectônica nas rochas pelíticas do Grupo Paranoá foram feitas análises de microscopia ótica, com enfoque nas estruturas microtectônicas, enquanto que as rochas do Grupo Canastra foram utilizadas como o padrão de rocha metamórfica na fácies xisto verde baixo.
Figura 1 - Mapa de localização das áreas de estudos. Modificado de Dardenne 2000
2. GEOLOGIA REGIONAL Os grupos Canastra e Paranoá (Faria 1995, Freitas-Silva & Campos 1998, Dardenne 2000, Campos et al. 2013), bem como o Grupo Bambuí, são inseridos na Faixa de Dobramento Brasília (FDB) de idade Neoproterozóica, a qual é posicionada a oeste do Cráton do São Francisco (CSF) e leste da Província Tocantins (Almeida 1977). Estas unidades mostram, a partir do CSF, intensidade crescente da deformação e metamorfismo de leste para oeste (Dardenne 1978, 2000, Fuck 1994, Araújo Filho, 2000). Considerando as características de 30
deformação, Alvarenga et al. (2012) definiu três domínios tectônicos: 1) deformado com envolvimento do embasamento (Zona Interna); 2) deformado sem envolvimento de embasamento (Zona Externa); 3) Cratônico não deformado. A região do Distrito Federal e seu entorno compreende a transição entre as zonas externa e interna (Fuck 1994, Dardenne 2000). O Grupo Canastra é uma sequência metassedimentar de fácies xisto verde, que no norte do Distrito Federal (Fig. 2) é constituída por filitos (localmente carbonosos), com contribuição restrita de quartzitos finos e mármores (Faria 1995, Araújo Filho 2000), atribuídos às formações Serra do Landim e Paracatu (Freitas-Silva & Campos 1998). O contato com os grupos Paranoá e Bambuí faz-se através de falhas de empurrão e nappes geradas no final do Neoproterozóico (Valente 1985, Araújo Filho 2000). As rochas são constituídas por quartzo, moscovita, clorita e plagioclásio, confirmando uma paragênese de fácies xisto verde, zona da clorita. Apresentam xistosidade concordante com o acamamento (S1//S0), dobras abertas com superfície axial subvertical e clivagem de crenulação (Araújo Filho & Faria 1992, Lacerda Filho 1999). O Grupo Paranoá é a unidade estratigráfica predominante no Distrito Federal (Fig. 2) composta essencialmente por arenitos, pelitos e ritmitos, contendo também corpos carbonáticos. Os trabalhos de Faria (1995), Faria et al. (1997), Freitas-Silva & Campos (1998) e Campos et al. (2013) detalham essas unidades. O presente estudo trata das características petrográficas, mineralógicas e deformacionais de pelitos das duas unidades do topo do Grupo Paranoá – R4 e PC, para verificar a influência da tectônica sobre os filossilicatos. A Unidade R4 (Formação Córrego Sansão - FCS) é representada por metarritmito argiloso formado pelas intercalações centimétricas de metassiltito e metalamito argiloso com eventuais lâminas de quartzito fino (Faria 1995; Campos et al. 2013). A Unidade PC (Formação Córrego Barreiro – FCB) é dominantemente pelítica, com metassiltitos e ardósias associados a quartzitos e lentes de rochas carbonáticas com extensão de centenas de metros até um quilômetro (Campos et al. 2013). Nos níveis dolomíticos ocorrem estromatólitos com laminações variadas: colunares, cônicas e esteiras horizontais (Faria 1995). Os quartzitos ocorrem em lentes métricas a decamétricas ou em níveis contínuos lateralmente. Caracterizam-se pela granulação média, grossa a conglomerática, mal selecionados (Faria 1995; Campos et al. 2013).
Figura 2: Mapa geológico do norte do DF com pontos de amostragem. Perfil AA' com exagero vertical de 12,5x. Perfil BB’ com exagero vertical de 25x. Modificado de Freitas-Silva & Campos 1998, Alvarenga et al 2000.
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3. PETROGRAFIA E ANÁLISE MICROESTRUTURAL O estudo petrográfico teve por foco a descrição das estruturas primárias e secundárias, com enfoque nas microestruturas, texturas indicativas de processos diagenéticos/ metamórficos/ deformacionais. Esta análise deu o suporte para a interpretação dos eventos de deformação e metamorfismo, bem como para distingui-los e ordená-los. As lâminas delgadas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação do Instituto de Geociências – UnB. As análises e as fotomicrografias foram realizadas em microscópio petrográfico Zeiss Imager A2.M 3.1. Grupo Canastra No norte do DF afloram moscovita-quartzo filitos, calcifilitos e clorita filitos, indivisos no mapa geológico, com domínios QF (quartzo - feldspático) e M (micáceo) bem definidos, apresentando sempre duas foliações: 1) A foliação S1, marcada pela orientação preferencial dos filossilicatos, é levemente ondulada e paralela a S0. 2) A foliação S2, proeminente no domínio M, é caracterizada por uma clivagem de crenulação discreta que varia de zonada à contínua, de acordo com a proporção entre o domínio M e QF. Uma terceira foliação – S3 – ocorre localmente, correspondendo à clivagem espaçada incipiente, discreta, paralela à superfície axial das microdobras de S1. Há vênulas que cortam S1, por vezes deformadas. 3.2. Grupo Paranoá Os Ritmitos pertencentes às unidades R4 e PC (formações FCS e FCB), objeto do presente trabalho, mostram alternância de cores claras e escuras correspondentes, respectivamente, aos termos psamíticos e pelíticos, podendo ser classificados como ritmitos arenosos ou siltosos, dependendo da proporção areia/silte. A espessura das camadas e lâminas varia nos dois termos e pode ser milimétrica a decimétricas. No geral, a composição dos arenitos e dos pelitos é bastante homogênea em todas as amostras analisadas. O ritmito mostra foliação S1 incipiente paralela ao plano de acamamento, evidenciada pela orientação dos grãos. Próximos as zonas de falhas contracionais, pode mostrar foliação S2 e estrangulamento das camadas em lâminas pelíticas. Há duas gerações de vênulas e fraturas: 1) microjuntas e fraturas contendo cristais finos de quartzo não-orientado, que apresentam rompimento e rotação sinistral dos agregados de quartzo. 2) fraturas espaçadas a aproximadamente 3 mm, regulares, r egulares, restritas aos domínios de arenitos finos. 3. DISCUSSÃO E CONCLUSÃO A Zona diagenética tardia, apresenta litologia típica de argilitos, siltitos e folhelhos (O’Brien & Slatt 1990). São característicos dessa zona a orientação preferencial dos grãos de acordo com o plano de acamamento, formação de clivagens pouco penetrativas (Kisch 1983, 1991). Anquizona baixa, mostra estruturas de intersecção em lápis e clivagem espaçada (Kisch 1991). Esses pelitos apresentam microtrama microtrama paralela ao acamamento crenulado por uma clivagem ardosiana (Durney & Kisch 1994). Durante os estágios iniciais, formação de clivagem, rotação mecânica de grãos e dissolução por pressão são os processos dominantes (Kisch 1991). Anquizona alta é caracterizada por mudanças da clivagem ardosiana penetrativa para uma forte clivagem filítica (Durney & Kisch 1994). Enquanto que a epizona é litologicamente marcada pelas ardósias e filitos, com trama predominantemente metamórfica. Apresentam mais de um plano de clivagem e foliações Sn+1 proeminentes. No norte do DF, feições diagenéticas/ deformacionais indicam 3 fases de litificação e deformação das rochas do Grupo Paranoá. 1) os sedimentos foram submetidos a desidratação, compactação segundo S0, compactação diferencial dos sedimentos e encurvamento das lamelas de filossilicatos; 2) fase Dex, de abertura das fraturas e seu preenchimento; 3) fase D1, de cisalhamento incipiente, indicado pela formação de S1, paralelo ao plano de acamamento, e estiramento tênue dos grãos de quartzo. A microtrama, orientada segundo o acamamento, caracteriza a transição da diagênese para o anquimetamorfismo. Fases D2 e D3 sugerem ser temporalmente muito próximas.
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Próximas as zonas de falha, é observada foliação S2 espaçada, penetrativa e presença de cristais de quartzo com lamelas de deformação sub-basal. Caracteriza essas rochas em estágio de anquimetamorfismo anquimetamorfismo alto. Os dados obtidos neste trabalho permitem assumir, sob o ponto de vista da microtectônica que, no geral, as rochas do Grupo Paranoá, na zona externa da FDB, se situam no estágio de diagênese a anquizona, não tendo atingido fácies metamórfica. Agradecimentos: À CAPES pela bolsa de estudos e auxílio financeiro que possibilitaram dedicação integral ao desenvolvimento desse projeto. Ao Instituto de Geociências pela oportunidade de participar do Programa de PósGraduação.
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O SISTEMA DE ZONAS DE CISALHAMENTO CONGO-CRUZEIRO DO NORDESTE/SANTO ANDRÉ (PROVÍNCIA BORBOREMA, NE DO BRASIL): CINEMÁTICA E IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS Sérgio Pacheco Neves 1, Paulo Castellan Medeiros 1, Dionísio da Conceição Casimiro 1 1
Universidade Federal de Pernambuco,
[email protected] [email protected]
1. INTRODUÇÃO A zona de cisalhamento Cruzeiro do Nordeste (ZCCN) é considerada a continuação da zona de cisalhamento Congo (ZCC), constituindo o limite entre os domínios Alto Moxotó e Rio Capibaribe (e.g., Gomes, 2001). Este sistema é, portanto, interpretado como um importante elemento tectônico na porção central da Província Borborema (NE do Brasil) (Santos, 2012). A ZZC tem direção NE-SW e cinemática sinistral (Santos et al., 2002), enquanto a orientação da ZCCN é ENE-WSW (Figura 1a). Santos e Accioly (2010) e Santos (2012), em mapeamento realizado na Folha Sertânia, reconheceram uma zona de cisalhamento subparalela à ZCCN, denominada Santo André, com cinemática destral. A assumida cinemática sinistral para a ZCCN colocaria um óbvio problema de compatibilidade, dada à impossibilidade de movimentos opostos simultâneos ao longo de zonas de cisalhamento próximas. Com base em trabalhos de campo adicionais e na interpretação de imagens aerogeofísicas, demonstramos aqui que a ZCCN e a zona de cisalhamento Santo André (ZCSA) constituem, na realidade, uma transcorrência destral única, com uma zona milonítica central com 3-4 km de largura. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO A Subprovíncia Central corresponde à porção da Província Borborema limitada pelo sistema de zonas de cisalhamento destrais Patos, ao norte, e Pernambuco, ao sul (Figura 1a; Vauchez et al., 1995; Van Schmus et al., 2011; Neves, 2015). Internamente, zonas de cisalhamento conjugadas destrais e sinistrais delimitam domínios losangulares de direção NE-SW pouco afetados pela deformação cisalhante. Estes domínios preservam uma foliação prévia dominantemente de baixo ângulo com idade de desenvolvimento principal no intervalo 630-610 Ma. De maneira similar às zonas de cisalhamento Patos e Pernambuco, as transcorrências com direção em torno de E-W são destrais enquanto aquelas com direção NE-SW a NNE-SSW são sinistrais. Datações disponíveis para plútons cedo- a sincinemáticos indicam que o principal período de atividade atividade dessas zonas de cisalhamento é 590-575 Ma (Neves et al., 2006; Archanjo et al., 2008), com exceção de Patos, onde anatexitos sincinemáticos fornecerem idades em torno de 665 Ma (Viegas et al., 2014). No caso específico da ZCCN, Santos (2012) reporta uma idade de 590±5 Ma para um granito sintectônico. 3. ANÁLISE CINEMÁTICA A interpretação das imagens aerogeofísicas da amplitude do sinal analítico do campo magnético mostra claramente o encurvamento de lineamentos magnéticos na porção oeste da ZCCN. A curvatura define dobras com concavidade voltada para sudoeste, consistente com cisalhamento destral (Figuras 1b e 1c). A mesma fe ição de mapa é observada em escala de afloramento, onde dobras apertadas, normais a inclinadas com orientação c. 250º estão associadas com bandas de cisalhamento destrais (Figuras 2a e 2b). Estas observações contrastam com a rotação anti-horária da foliação regional na porção nordeste da Folha Sertânia ocasionada pelo arrasto sinistral devido à movimentação da ZCC (Neves et al., no prelo). Trabalhos de campo não revelaram a existência de zonas miloníticas separadas por regiões de baixo entre os traços cartografados na Folha Sertânia como as zonas de cisalhamento Cruzeiro do Nordeste e strain Santo André (Santos e Accioly, 2010). Nenhuma evidência foi encontrada que justifique a individualização de duas zonas de cisalhamento separadas com cinemáticas opostas em perfis transversais orientados NW-SE a N-S.
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Além de provocar uma rotação da foliação regional, a deformação cisalhante produziu uma zona milonítica com 3-4 km de largura onde critérios de cisalhamento indicam claramente movimento horário. Particularmente marcantes são tramas S-C em granitos pegmatíticos sincinemáticos, inclusive na localidade-tipo de Cruzeiro do Nordeste (Figura 2c). Em ortognaisses milonitizados são observados porfiroclastos assimétricos e trama S-C (Figura 2d), bandas C’, dobras assimétricas em Z (Figura 2e) e boudinagem assimétrica (Figura 2f). Em ultramilonitos, critérios mesoscópicos tornam-se pouco claros, mas foliações oblíquas e porfiroclastos tipo σ de anfibólio também indicam cisalhamento destral.
Figura 1: (a) Mapa simplificado da Província Borborema mostrando sua subdivisão nas subprovíncias Norte (SN), Central (SC) e Sul (SS). Zonas de cisalhamento referidas no texto: ZCPa, Patos; ZCPE, Pernambuco leste; ZCPW, Pernambuco oeste; ZCC, Congo, ZCCN, Cruzeiro do Nordeste. (b) Imagem de amplitude do sinal analítico da intensidade magnética total. (c) Interpretação dos lineamentos magnéticos (em vermelho) e limites da zona milonítica da ZCCN.
4. CONCLUSÃO O caráter destral do sistema Cruzeiro do Nordeste/Santo André resolve o problema de compatibilidade e coloca essa zona de cisalhamento no contexto mais geral do regime transcorrente da Subprovíncia Central, onde zonas de cisalhamento destrais e sinistrais têm orientações E-W a ENE e NE a NNE, respectivamente. O comportamento assimétrico da foliação regional observada nos lados opostos da ZCCN pode refletir diferenças prévias no trend tr end da foliação ou ser devido ao seu subparalelismo com a ZCPE no bloco sul, resultando em uma deformação mais homogênea nessa região. Agradecimentos: Os autores agradem o suporte do CNPq (Processo 449447/2014-6) e FACEPE (bolsa de iniciação científica para DCC).
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Figura 2. Exemplos de indicadores cinemáticos na ZCCN. (a, b) Dobra normal apertada (a) associada com bandas de cisalhamento destrais destrais (b). (c) Trama S-C em granito pegmatítico. (d) Trama Trama S-C e porfiroclastos assimétricos em porção granítica de milonito bandado. (e) Dobras assimétricas em ortognaisse milonitizado. (f) Boudins assimétricos separados por bandas de cisalhamento (Foto 4.7 de Santos, 2012).
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS GOMES, H.A (2001). Geologia e Recursos Minerais do Estado de Pernambuco. Ministério de Minas e Energia. Secretaria de Minas e Metalurgia, CPRM - Serviço Geológico do Brasil, 127 p. ARCHANJO. C.J., HOLLANDA, M.H.B.M., RODRIGUES, S.W.O., BRITO NEVES, B.B., ARMSTRONG, R. (2008). Fabrics of pre- and syntectonic granite plutons and chronology of shear zones in the Eastern Borborema Province, NE Brazil. Journal of Structural Geology 30, 310-326. 36
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XVI XVI SIM SIMP P SIO SIO NAC NACIO IONA NAL L DE DE EST ESTUD UDOS OS TECT TECT NICO NICOS S X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
EVOLUÇÃO TECTÔNICA NO SEGMENTO CENTRAL DO ALINHAMENTO MAGMÁTICO CABO FRIO Felipe Rodrigues Ferroni 1, Claudio Limeira Mello 2, Nivaldo Destro 1 1
PETROBRAS/E&P-EXP, Rio de Janeiro (
[email protected]). (
[email protected]). 2 IGEO/UFRJ - Departamento de Geologia, Rio de Janeiro.
1. INTRODUÇÃO O Alinhamento Cabo Frio (Almeida, 1991) é uma importante feição magmática que compreende uma série de intrusões alcalinas e diques associados (Fig. 1). Esse alinhamento faz parte do extenso registro de magmatismo anorogênico desenvolvido no interior do continente e na plataforma continental, após a abertura do Atlântico Sul, entre 85-50 Ma. As intrusões alcalinas, em grande parte, são controladas, alinhadas ou elongadas segundo zonas de fraqueza do embasamento ( e.g. Riccomini et al., 2005). O Alinhamento Cabo Frio, contudo, apresenta uma orientação WNW, oblíqua à trama estrutural da crosta rasa, de orientação geral NE-SW. Alguns autores o consideram como resultante da migração da Placa Sul-americana sobre uma anomalia térmica causada por uma pluma mantélica (e.g. Thompson et al., 1998). Almeida (1991) atribuiu esta importante feição a falhas subcrustais, ao longo das quais teria ocorrido a ascensão do magma. O presente trabalho aborda a relação das intrusões com a arquitetura crustal no segmento central do alinhamento, visando situar a evolução do evento magmático no contexto da dinâmica da Placa Sul-americana.
Figura 1: Mapa de distribuição das intrusões alcalinas no Alinhamento Cabo Frio, com a localização da área investigada no presente estudo. No canto inferior, mapa de espessura crustal (França & Assumpção, 2004) com limite estimado para o Cráton São Francisco (Heilbron et al., 2010).
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2. EVENTO MAGMÁTICO Na área de estudo, o evento magmático é representado por intrusões sieníticas e diques associados. As intrusões sieníticas possuem composição variando entre termos insaturados (nefelina sienito) e saturados (quartzo sienito/granito alcalino, no centro da intrusão de Itatiaia). Os diques ocorrem dentro das intrusões ou cortando o embasamento metamorfico, encaixados ou não na foliação, e possuem composição variando entre máfica e félsica. Os diques máficos são constituídos por lamprófiros alcalinos, com fenocristais de flogopita, ou basaltos alcalinos. Os diques diques félsicos são compostos compostos por fonolitos fonolitos e traquitos. Os diques máficos são considerados os representantes mais próximos ao magma parental, a partir do qual foram gerados os demais componentes magmáticos por cristalização fracionada, com ou sem assimilação crustal (e.g. Enrich et al., 2005). Razões isotópicas apresentadas por esses autores sugerem como reservatório do magma alcalino um manto litosférico subcontinental, enriquecido por subducção no Neoproterozoico (idadesmodelo). 3. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES Os corpos sieníticos possuem geometria semi-circular, sem evidente controle do embasamento raso. Já os diques situados no embasamento estão distribuídos ao longo do alinhamento, porém com forte controle da anisotropia crustal. Foram reconhecidos diversos diques com mergulho variável e encaixados no plano da foliação, podendo ser subverticais com a mesma direção estrutural (NE-SW). Em domínios de maior competência reológica, foram também identificados diques de direção WNW-NW, principalmente diques máficos, evidenciando o papel de uma componente estrutural associada ao alinhamento. São também reconhecidas diversas fraturas não preenchidas, apresentando as mesmas direções dos diques alcalinos. Para auxiliar na compreensão do controle estrutural do Alinhamento Cabo Frio, foram compilados dados de espessura crustal apresentados por França & Assumpção (2004), a partir da modelagem de ondas sísmicas naturais e induzidas. O mapa resultante mostra um adelgaçamento em direção à costa e um possível controle das intrusões alcalinas pela morfologia da base da crosta (Fig. 1). As principais quebras do relevo atuais também refletem essa morfologia, denotando o controle nos reajustes isostáticos posteriores. Em adição, foi utilizado o limite em subsuperfície do Cráton São Francisco proposto por Heilbron et al. (2010). A comparação com a distribuição das intrusões sugere que o magmatismo obedeceu ao contorno do cráton, onde possíveis estruturas profundas podem ter sido reativadas reativadas durante o evento magmático. Variações no campo de tensões litosféricas são necessárias para reativar antigas estruturas e possibilitar a ascensão do magma. Essas variações dependem da dinâmica litosférica, assim como mudanças no polo de rotação da placa. O modelo proposto por Ernesto (2005), a partir de dados paleomagnéticos, sugere uma mudança no polo de rotação da Placa Sul-americana entre o final do Cretáceo e inicio do Cenozoico. Essa mudança é suportada por valores de taxa de espalhamento oceânico para o Atlântico Sul. Segundo revisão de Colli et al. (2014), houve um período de acentuada redução na velocidade de abertura entre América do Sul e África, com início em 85 Ma e mínimo entre 65-50 Ma. Após esse período, houve o reestabelecimento do equilíbrio das taxas de abertura. Considerando que o cenário geodinâmico pode ter presenciado um período de mudança no polo de rotação da Placa Sul-americana, o mesmo pode ter sido responsável por uma deformação intraplaca associada ao magmatismo alcalino. Briden & Gass (1974) sugeriram a relação de magmatismo anorogênico com mudanças na movimentação sistemática da placa, em estágio estacionário sobre anomalias térmicas. Bailey & Woolley (2005), estudando eventos alcalinos recorrentes no continente africano, atribuíram à anisotropia litosférica e espessura crustal o papel de fatores chave dos eventos magmáticos intraplaca, com atividade associada às mudanças na dinâmica de placas. O modelo proposto no presente trabalho para o desenvolvimento do Alinhamento Cabo Frio preconiza uma mudança na dinâmica da Placa Sul-americana, entre 85-50 Ma, com uma deformação litosférica associada ao longo de estruturas profundas, e que desencadeou a desestabilização de zonas enriquecidas do manto litosférico heterogêneo. O material magmático gerado ascendeu para níveis crustais rasos, sendo controlado pela
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morfologia da base da crosta e podendo ocorrer na forma de líquidos menos evoluídos, de composição próxima ao magma parental, ou mais evoluídos, gerando corpos intrusivos félsicos e escapes finais de fluídos residuais. Na região estudada, o evento teve início entre 85-75 Ma com a intrusão de diques máficos, com predomínio da direção NW-SE dentro de encaixantes mais competentes (Fig. 2). Entre 75-65 Ma foram desenvolvidos os principais corpos sieníticos, acompanhados pela intrusão de diques de composição similar. Os diques derivados do magma residual persistiram até 55 Ma, cortando os corpos sieníticos e o embasamento, com forte controle da trama estrutural da crosta rasa. O pulso final é marcado pela tectônica distensiva associada à retomada do drifte da placa, e responsável pela formação das bacias interiores cenozoicas. A extrusão de lavas ankaramíticas denotaria a expulsão do remanescente dentro da câmara c âmara magmática, por volta de 50 Ma.
4. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALMEIDA, F.F.M. 1991. O alinhamento magmático de Cabo Frio. Simpôsio de Geologia do Sudeste, São Paulo, Atas, pp. 423-428. BAILEY, D.K., & WOOLLEY, A.R. 2005. Repeated, synchronous magmatism within Africa: Timing, magnetic reversals, and global tectonics. Geological Society of America Special Papers, 388 , 365-377. BRIDEN, J.C., & GASS, I.G. 1974. Plate movement and continental magmatism. Nature, 248, 350-353. COLLI, L., STOTZ, I., BUNGE, H.P., SMETHURST, M., CLARK, S., IAFFALDANO, G. & BIANCHI, M.C. 2014. Rapid South Atlantic spreading changes and coeval vertical motion in surrounding continents: Evidence for temporal changes of pressure -driven upper mantle flow. Tectonics, 33(7), 1304-1321. ENRICH, G.E.R., AZZONE, R.G., RUBERTI, E., GOMES, C.B., & COMIN-CHIARAMONTI, P. 2005. Itatiaia, Passa Quatro and São Sebastião island, the major alkaline syenitic complex from Serra do Mar region. Mesozoic Mesozoic to Cenozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform. São Paulo, Edusp-Fapesp, 419-441. ERNESTO, M. 2005. Paleomagnetism of the post-Paleozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform: questioning the Sã o Paulo, Edusp/Fapesp, 689mantle plume model. Mesozoic to Cenozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform. São 705. FRANÇA, G.S., & ASSUMPÇÃO, M. 2004. Crustal structure of the Ribeira fold belt, SE Brazil, derived from receiver functions. Journal of South American Earth Sciences, 16 (8), (8), 743-758. HEILBRON, M., DUARTE, B.P., VALERIANO, C.M., SIMONETTI, A., MACHADO, N., & NOGUEIRA, J.R. 2010. Evolution of reworked Paleoproterozoic basement rocks within the Ribeira belt (Neoproterozoic), SE-Brazil, based on U– Pb geochronology: Implications for paleogeographic reconstructions of the São Francisco-Congo paleocontinent. Precambrian Research, 178 (1), (1), 136-148. RICCOMINI, C., VELÁZQUEZ, V.F., & GOMES, C.B. 2005. Tectonic controls of the Mesozoic and Cenozoic alkaline magmatism in central-southeastern Brazilian Platform. Mesozoic to Cenozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform, São Paulo, Edusp-Fapesp, 31-56. THOMPSON, R.N., GIBSON, S.A., MITCHELL, J.G., DICKIN, A.P., LEONARDOS, O.H., BROD, J.A., GREENWOOD, J.C. 1998. Migrating Cretaceous-Eocene magmatism in the Serra do Mar Alkaline provinces, SE Brazil: melts from the deflected Trindade T rindade Mantle Plume?. Journal of Petrology, 39 (8), 1493–1526.
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Figura 2. Modelo esquemático evolutivo para o evento magmático alcalino da área, ao nível da superfície atual. Na lateral, gráfico com distribuição das das idades compiladas e quadro quadro com variações na dinâmica da Placa Sulamericana.
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MIGMATITOS E ARCABOUÇO ESTRUTURAL DO COMPLEXO SANTA ISABEL NA REGIÃO DE RIACHO DE SANTANA, BA - ANÁLISE PRELIMINAR Érica Neres dos Santos 1, Simone Cerqueira Pereira Cruz2, Vanderlúcia dos Anjos Cruz 2, Rebeca de Jesus Barbosa1, Yuri Cesár Figueirêdo Costa 1, Pedro Ribeiro Rabelo de Santana 1, Ib Silva Câmara1, Lindaura de Lucena Macedo1, Daniela Leal Rodrigues 1, Rodrigo Lacerda Rangel Santos 1, Marcio Mattos Paim1 1
Universidade Federal da Bahia,
[email protected] Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geologia, Universidade Federal da Bahia
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1. INTRODUÇÃO A Paleoplaca Gavião (Figura 1a,b; Cruz et al. 2012), do Paleoproterozoico, constitui um importante compartimento geotectônico integrante da porção setentrional do Cráton do São Francisco (CSF) estendendo-se desde a região de Urandi, no centro oeste da Bahia, até a região de Sobradinho, na porção norte do Estado (Barbosa e Sabaté 2002, 2003). Como uma importante unidade pertencente ao embasamento dessa Paleoplaca, em sua porção sul tem-se o Complexo Santa Isabel (CSI) (Figura 1c). Esse complexo foi inicialmente estudado por Barbosa (1972), Portela et al. (1976), Moutinho da Costa & Silva (1980) e Fernandes et al. (1982), sendo caracterizado como uma faixa de metamorfitos com trend , em geral, N-S, com 11 a 25 km de largura e 310 km de comprimento (Santos, 1999). Esse complexo é constituído, predominantemente, por rochas migmatíticas, ambos com enclaves máficos (básicos a ultrabásicos), suítes charnockíticas (enderbitos, noritos, charnockito), ortognaisses de composição tonalítica a granodiorítica com porções localmente migmatíticas, ortognaisses granulíticos, migmatitos granulíticos e sequências metassedimentares (Arcanjo et al. 2005; Medeiros et. al. 2011). Neste trabalho procura-se descrever os migmatitos e o arcabouço estrutural do Complexo Santa Isabel no entorno da cidade de Riacho de Santana, BA, cujos dados foram obtidos através de mapeamento na escala 1:60.000. 2. CONTEXTO TECTÔNICO REGIONAL A Paleoplaca Gavião é o mais extenso segmento crustal da porção setentrional do Cráton do São Francisco representando a maior exposição de rochas arqueanas e paleoproterozoicas da região. Como unidades regionais localizadas em seu extremo oeste têm-se: (i) o Complexo Gnáissico Migmatítico Riacho de Santana, cujas rochas tem idades de cristalização em 3.648 ± 69 Ma (U-Pb, zircão, BARBOSA et al, 2013, reinterpretado a partir de Rosa 1999). Recentemente, essas rochas foram denominadas de Complexo Gnáissico Migmatítico Favelândia por Guimarães et al. (2012); (ii) o Complexo Santa Isabel, foco deste trabalho. Dados U-Pb foram obtidas por Medeiros (2013) para a idade de cristalização dessas rochas, variando de 3097 Ma ± 24 a 3136 Ma ± 8 (LA-ICPMS). Uma idade de 2066 ± 37 (LA-ICPMS) Ma foi encontrada em diatexitos desse complexo por esse autor, sendo interpretada como relacionada com o metamorfismo desse complexo em seu setor sul. Por sua vez, Barbosa et al. (2013) obtiveram a 2.25 Ga, que foi interpretada como a relacionada com o metamorfismo dessas rochas. Para os protólitos, a idade obtida ficou em torno de 2.900 Ma; (ii) o Greenstone Belt de Riacho de Santana, com orientação norte-sul, com cerca de 84 km de comprimento. Nesse greenstone afloram rochas pertencentes a três sequências: Unidade inferior: ocorre metamorfisada em fácies xisto verde e anfibolito, sendo composta por derrames komatiíticos intercalados por metabasaltos, metacherts, metacarbonatos e formações ferríferas. Unidade intermediária: composta predominantemente por meta-basaltos e metagabros associados a xistos aluminosos e metacherts. Unidade Superior: é representada por uma sequência silico-carbonática de origem plataformal, apresenta quartzitos, meta-cherts, formações ferríferas e meta-carbonatos. Uma idade U-Pb (LA-ICPMS, zircão) 2.218 ± 16 foi obtida por de Rodrigues et al em metabasalto; (iii) o Batólito de Guanambi, que é composto pelas intrusões múltiplas e por granitoides tardios, em especial, o Cara Suja. As intrusões múltiplas são constituídas por uma associação de rochas faneríticas média a grossa, usualmente porfiríticas. Elas reúnem um variado conjunto com composição dominantemente sienítica e monzonítica, com termos monzodioríticos e graníticos subordinados. Os corpos filonianos ocorrem de maneira subordinada e apresentam composições variadas (Rosa 1999). Por sua vez, a intrusão tardia Cara Suja compreende uma diversidade de 42
rochas félsicas e intermediárias, reunidos em três fácies principais: (i) quartzo sienítica; (ii) granítica; e (iii) álcali-feldspato sienítica. Além destas, em menor expressão volumétrica, existe uma grande variedade de enclaves e diques. (Paim 2014). A idade U-Pb (evaporação, zircão) obtida por Rosa (1999) para as rochas dessa intrusão é 2.053 ± 3 Ma.
Figura 1: (a) Mapa esquemático do Brasil com a localização do Cráton do São Francisco (CSF); (b) Limites do Cráton São Francisco e a localização da região de trabalho (indicada pelo retângulo vermelho); (c) Mapa regional com a localização da área de estudo (retângulo amarelo). Modificado de Cruz et al. (2012).
3. O COMPLEXO SANTA ISABEL NA REGIÃO DE RIACHO DE SANTANA Na região de Riacho de Santana foram cartografadas rochas migmatíticas de protólitos principalmente ortoderivados intercalados com domínios paraderivados (kinzigitos e itabiritos) e enclaves de rochas metamáficas e metaultramáficas. Com base na intensidade de fusão e seguindo as recomendações de Sawyer (2008), os migmatitos foram classificados em metatexitos e diatexitos. 3.1. Migmatitos 3.1.1 Metatexitos
Predominam metatexitos estromáticos, bandados, com paleossoma predominantemente constituído por charnockitos e charnoenderbitos. A espessura desse componente varia de 3 a 15 cm e a granulação das rochas é média a fina. Nessas rochas, hornblenda e biotita são os minerais acessórios. Paleossomas de rochas paraderivadas são também encontrados, sendo caracterizados como kinzigito e rocha calcissilicáticas. O neossoma é constituído por leocossoma rosados e graníticos com espessura de até 2 cm e por melanossoma com ortopiroxênio e biotita. Leucossomas com granada são encontrados nos litotipos paraderivados. Em geral, o neossoma constitui o bandamento gnáissico, estando frequentemente boudinado. Localmente formam diques que truncam o bandamento metamórfico. Além dos migmatitos estromáticos, subordinadamente podem ser encontradas estruturas de dilatação, com poods de rochas metamáficas e ultramáficas, e em rede.
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3.1.2 Di atexitos
Essas são rochas anisotrópicas sendo por vezes isotrópicas. Embora predominem diatexitos, porções metatexíticas ocorrem de forma subordinada. Predominam migmatitos nebulíticos com leucossomas róseos, granulação média a grossa e espessuras de 10 a 15 cm. Essas rochas apresentam uma xistosidade reliquiar do protólitos, que é marcada pelo alinhamento preferencial de biotita, constituindo estrutura schlieren. Enclaves máficos podem ser encontrados, configurando a estrutura schölen.
3.2. Arcabouço Estrutural e Fases Deformacionais A estrutura mais antiga encontrada é a foliação S n, que é marcada por um bandamento gnáissico constituído pela intercalação de rochas metassedimentares (rochas calcissilicáticas, kinzigitos), de enclaves máficos e ultramáficos, de rochas metaígneas, tais como charnockitos, enderbitos e charnoenderbitos, e de leucossomas graníticos. Paralelizadamente a esse bandamento há uma xistosidade dada pela orientação preferencial dos minerais máficos, de quartzo e de plagioclasio. A xistosidade é caracterizada como disjuntiva, espaçada, paralela e planar (Powell 1979 e Borradaile et al. 1982). Internamente a foliação Sn são encontrados dobras intrafoliais sem raiz, boudins simétricos e assimétricos, lineação de estiramento mineral e estuturas S/C/C’. Dois conjuntos de dobras podem ser idenficados, ambos acilíndricos e com charneir as arredondadas. O mais velho, compreende estruturas com envoltória assimétrica. As charneiras e posicionam-se com caimento sub-horizontal e trend E-W. Ocorrem sinformes e antiformes e a vergência em geral é para sul. O mais novo foi responsável pelo redobramento do primeiro conjunto, sendo as envoltórias simétricas. Essas dobras possuem trend geral N-S a NNW-SSE e são representadas por sinformes e antiformes sem vergência definida. Estrutura de interferência do tipo bumerangue pode ser sugerida a partir da distribuição da foliação S n e das orientações das dobras. Essas estruturas são truncadas por zonas de cisalhamento com movimento aparente destral e sinistral e trends NW-SE e NE-SW, respectivamente. Os indicadores cinemáticos são dobras de arrasto, deslocamento de diques e sigmoides de foliação. Ainda não foi possível estabelecer a idade relativa entre essas estruturas. A partir do arcabouço estrutural descrito, foi possível individualizar 5 fases deformacionais progressivas, que estão apresentadas na tabela 1. Essas fases deformacionais possivelmente são de idade entre 2.250 ± 2 Ma (Barbosa et al. 2013) e 2.05 (Idade do Maciço Cara Suja por Rosa 1999), tendo como argumentos os seguintes: (i) os dados geocronológicos interpretados como relacionados com o metamorfismo desse complexo obtidos por Medeiros (2013) e Barbosa et al. (2013); (ii) a presença de leucossomas graníticos e charnoquitos no bandamento gnáissico, que encontra-se dobrado pela fase D n+1 e truncados por zonas de cisalhamento; e (iii) a idade de cristalização da Intrusão Tardia Cara Suja, em que predominam rochas isotrópicas e sem deformação. As interpretações dos dados de campo sugerem que as rochas da área de estudo tenham passado por dois episódios migmatização. O primeiro episódio estaria associado ao bandamento gnáissico e as dobras nele existente e o segundo as zonas de cisalhamento transpressionais onde o leucossama ocorre de maneira concordante com essa estrutura. Tabela 1: Síntese das fases deformacionais que ocorrem na área de estudo e estruturas associadas. IDADE O C I Ó Z O R E T O R P O E L A P
FASE
ESTRUTURAS ASSOCIADAS
POSIÇÃO DA TENSÃO MÁXIMA/MÍNIMA REGIONAL
Dn
Foliação Sn onde internamente a ela são encontrados dobras intrafoliais sem raiz, boudins simétricos e assimétricos, lineação de estiramento mineral e estuturas S/C/C'.
δ1 - N-S, horizontal δ3 – Vertical
Dn+1
Dobras (Fn+1)- Acilindricas, com envoltória assimétrica. A charneira é arredonda e posiciona-se com caimento sub-horizontal e trend E-W. Ocorrem sinformes e antiformes e a vergência em geral é para sul.
δ1 - N-S, horizontal δ3 – Vertical
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Dn+2
Dn+3/Dn+4
Dobras (Fn+2)-Acilindricas, com envoltoria simétrica. A charneira é arredondada e possui trend geral N-S a NNW-SSE. Também ocorrem sinformes e antiformes sem vergencia definida. Zonas de Cisalhamento com movimento aparente destral e sinistral e trends NW-SE e NE-SW, respectivamente. Os indicadores cinemáticos são dobras de arrasto, deslocamento de diques e sigmoides de foliação.
δ1 - E-W?, , horizontal δ3 – Vertical
Tensores máximos encontrados: Conjunto 1: δ1: NW-SE / δ3: NE-SW; Conjunto 2: δ1: WSW-ENE/ δ3: NWSE
4. CONSIDERAÇÕES FINAIS No setor setentrional de ocorrência do Complexo Santa Isabel ocorrem metatexitos e diatexitos com paleossomas orto e paraderivados. Essas rochas estão deformadas e 5 fases de deformação sao identificadas. Estudos mais aprofundados poderão verificar a hierarquia deformacional para as zonas de cisalhamento tardias. Agradecimentos: Os autores agradecem a colaboração do CNPq pela bolsa de pesquisa de Simone Cerqueira Pereira Cruz (Processos 306744/2012-0 e 303451/2015-7) e pelos recursos do Edital Propci/Ufba 01/2016 – PIBIC.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ARCANJO J. B. A.; MARTINS A. M.; LOUREIRO H. C.; DELGADO I. M.; SOUZA J. D.; NEVES J. P.; OLIVEIRA J. E.; TEIXEIRA L. R.; VARELA P. H.; GOMES R. D.; SANTOS R. A.; MELO R. C. 2005. Projeto Vale do Paramirim, Bahia: Geologia e Recursos minerais. CBPM. Série de arquivos abertos, 22, 70p. BARBOSA, N. S.; TEIXEIRA, W.; BASTOS-LEAL, L. R.; MENEZES LEAL, A. B. 2013. Evolução crustal do setor Ocidental do Bloco Arqueano Gavião, Cráton do São Francisco, com base em evidências U-Pb, Sm-Nd e Rb-Sr, 2013. Revista do Instituto de Geociências – USP, São Paulo, 13, n. 4, p. 63-88. BARBOSA, J. S. F.; SABATÉ, P. 2003. Cologem Paleoproterozóica de Placas Arqueanas do Cráton do São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de Geociências, 33(1-Suplemento): 7-14. BORRADAILE, G.J.; Mc ARTHUR, J., POWELL C.M.A. 1982 Atlas of deformational and metamorphic rock fabrics. Springer-Velarg, Berlin Heidelberg New York. CRUZ S. C. P.; PEUCAT J. J., TEIXEIRA L. C.; CARNEIRO, M. A.; MARTINS A. A. M., SANTANA J.S.; SOUZA J. S.; BARBOSA J. S. F.; MENEZES LEAL A. B.; DANTAS E.; PIMENTEL M. 2012. The Caraguataí syenitic suite, a ca. 2.7 Ga-old alkaline magmatism (petrology, geochemistry and UePb zircon ages). Southern Gavião block (São Francisco Craton), Brazil. Journal of South American Earth Sciences, London, 37, p. 1-18. GUIMARÃES, J.T.; NOGUEIRA, L.H.M.; MACÊDO, L.L. 2012. Mapa geológico de Riacho de Santana, escala 1:100.000,Salvador. CPRM. Programa Geologia do Brasil – PGB. MEDEIROS E. L. M. 2013. Geologia e Geocronologia do complexo Santa Izabel, na região de Urandi, Bahia. Dissertação (Mestrado em Geologia) Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, p. 96. POWELL C.M.A. 1979 A Morphological Classification of rocks cleavage. Tectonophysics 58:21-34. PAIM, M.M. 2014. Maciço de Cara Suja: Expressão do Magmatismo Alcalino Potássico Pós-Colisional no Sudeste da Bahia. Tese de Doutoramento, CPG Geologia, IGEO/UFBA ROSA, M. L. S. 1999. Geologia, Geocronologia, Mineralogia, Litogeoquímica e Petrologia do Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi (SW-Bahia). Tese de Doutorado. Salvador: Instituto de Geociências – UFBA. SAWYER, E.W., 2008. Atlas of Migmatites, The Canadian Mineralogist, 371p 45
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GEOLOGIA ESTRUTURAL A NORTE DA SERRA DA MATRICULADA EM DIAMANTINA-MG Marrismam, R. B. O.1; Rocha, F.H.F.2; Sena, V. H.3; Almeida, C. F.4; 1 Universidade Federal de
Minas Gerais, e-mail:
[email protected] Minas Gerais, e-mail:
[email protected] 3 Universidade Federal de Minas Gerais, e-mail:
[email protected] 4 Universidade Federal de Minas Gerais, e-mail:
[email protected] 2 Universidade Federal de
1. INTRODUÇÃO A área de estudo se localiza a, aproximadamente, 4 km a norte da Serra da Matriculada, sendo delimitada pelo polígono de coordenadas geográficas – 43°38’05” – 43°35’38”W / 18°22’06”– 18 ঐ23’38”S, na zona rural de Datas, Minas Gerais, a aproximadamente 275 km de Belo Horizonte (Fig. 1).
Figura 1: Localização da área estudada demarcada por um retângulo vermelho preenchido. A Cordilheira do Espinhaço é caracterizada pelos pacotes quartzíticos cujo relevo acentuado estende-se em direção norte-sul, do centro do estado de Minas Gerais até o norte da Bahia. Segundo Knauer (2007), as características estratigráficas do Setor Meridional da Serra do Espinhaço foram descritas, em sua maior parte, por Pflug (1968) e Schöll & Fogaça (1979), com modificações propostas por Fogaça et al. (1984), Dussin et al. (1984) e Almeida Abreu (1993). Rolim (1992) caracteriza a Serra do Espinhaço Meridional por um sistema de deformação com falhas de empurrão (com geometria de duplexes ou leques imbricados) e zonas de cisalhamento dúctil de direção preferencial N-S e vergência para oeste. A movimentação de massa ocorreu de leste para oeste, originando duplexes, com rampas e patamares, sendo comuns as duplicações ou omissões das unidades e inversões estratigráficas. Caracterizado por Knauer & Ebert (1997), o evento de deformação principal é “tangencial, de caráter progressivamente dúctil até dúctil/rúptil e rúptil, heterogêneo e não coaxial”. Na região estudada, a estratigrafia é dada pelo Complexo Gouveia, Formação Barão do Guaicuí (Grupo Costa Sena), Formação São João da Chapada (nos níveis B, C ou indiviso), além da Formação Sopa Brumadinho (nos membros Caldeirões, Campo Sampaio ou indiviso).
2. ESTRATIGRAFIA O Complexo Gouveia, unidade pertencente ao embasamento cristalino, é formado por gnaisses e granitos. Os afloramentos são escassos e a litologia é limitada às depressões com vegetação densa. A Formação Barão do Guaicuí, também definida como embasamento pré-Espinhaço, é composta por quartzo-mica xisto, mica xisto e clorita xisto. Por vezes, encontra-se invertida por empurrões que a coloca sobre camadas mais recentes do Supergrupo Espinhaço. 46
A Formação São João da Chapada aflora nos níveis B e C. O Nível B foi definido por uma lasca tectônica, em formato lenticular, de filito hematítico em contato tectônico com a Formação Sopa Brumadinho. O Nível C encontra-se em contato brusco com o Nível B e em contato tectônico com a Formação Barão do Guaicuí. Representado, na maioria das vezes, por quartzito puro, bem selecionado com estratificações cruzadas tabulares de pequeno a médio porte e estratificação planar paralela - características típicas de ambientes fluviais. A Formação Sopa-Brumadinho aflora nos membros Caldeirões e Campo Sampaio. O Membro Caldeirões é composto por quartzito micáceo que grada para quartzito ferruginoso. O Membro Campo Sampaio encontra-se intercalado em contatos tectônicos com o Membro Caldeirões, sendo composto por quartzito puro com granulometria de areia fina, bem selecionado. Este nível apresenta características de fácies lacustre superior.
3. GEOLOGIA ESTRUTURAL O grande movimento de massa para oeste e a alta densidade de falhas evidencia a existência de um grande evento deformacional principal de controle dúctil-rúptil. Esse evento é caracterizado em escala regional como a formação de grandes falhas de cavalgamento e duplexes com omissão e/ou duplicação de camadas. Já as foliações, crenulações, tension gashes, transposição de veios, sombras de pressão, caudas de recristalização, estiramentos, milonitização, estão entre as evidências observadas nos afloramentos. A partir do mapeamento com a coleta de 288 medidas, foram analisados os estereogramas de todas unidades em conjunto. O acamamento (S0) foi medido sempre que se observou variação granulométrica e/ou composicional. A foliação (S 1) trata-se de uma estrutura regional associada à deformação compressiva E-W, gerada por zonas de cisalhamento devido provavelmente ao movimento de massa regional no evento Brasiliano. De modo geral, a foliação S 1 é subparalela ao S 0. Em rochas menos competentes, como os xistos do Grupo Costa Sena, observa-se uma estrutura milonítica ou mesmo filonítica, além de transposição de estruturas com veios de quartzo formando bengalas. Nos quartzitos do Supergrupo Espinhaço que possuem baixo grau de deformação, a foliação pode se apresentar marcada nos níveis mais micáceos ou evidenciada por estiramento de grãos de quartzo. Já nos xistos do Grupo Costa Sena, foi possível observar a foliação (S 2) crenulando (S1), em um único ponto e essa não é representativa. A Figura 2 mostra um estereograma dos pontos polares de todas as medidas obtidas em campo, com um máximo modal de 104/41, e apesar de englobar feições estruturais de domínios e litologias distintas, essa medida representa a orientação regional.
Figura 2: Estereograma de pontos polares com todas as atitudes obtidas em campo para o acamamento (S 0) e foliações (S1). 47
As fraturas são comuns em toda a região estudada, presentes na maioria dos afloramentos de quartzito e metaconglomerado. A Figura 3A mostra os diagramas de roseta das atitudes das fraturas, onde nota-se que o padrão das medidas varia para todas as direções, prevalecendo as medidas que se concentram em planos aproximadamente E-W, que são coincidentes com a direção dos pequenos lineamentos estruturais de pequenas proporções e, concentradas principalmente nas cristas das serras, e alguns lineamentos expressivos, alongados que atravessam grande parte da área, ambos com direção preferencial W-E. Esses lineamentos foram interpretados como pequenas falhas transcorrentes e ajustes laterais causados pela deformação heterogênea. Assim como as fraturas, veios de quartzo são observados em grande parte dos afloramentos, principalmente, em metabrecha, quartzito e metaconglomerado. Algumas vezes concordante com a foliação e outras, truncando a mesma. Em alguns locais ocorrem boudins de foliação preenchidos por veios e dobras parasíticas indicando um movimento com direção N-S com topo para o Sul. A figura 3B demostra a distribuição dos veios através de um diagrama de rosetas. É possível observar a direção preferencial dos veios como sendo coincidente com a direção da foliação e com a direção de algumas famílias de fraturas. Os veios se adensam em zonas de falhas.
Figura 3: (A) Diagrama de rosetas de fraturas na área estudada. (B) Diagrama de rosetas das fraturas encontradas na área de estudo.
4. DISCUSSÕES A região é composta basicamente por rochas quartzíticas do Supergrupo Espinhaço intercaladas, na maioria das vezes, em contato tectônico com xistos do Supergrupo Rio Paraúna. Granito-gnaisse do Complexo Gouveia são encontrados em regiões mais baixas determinando um contato brusco com as outras litologias. Modelada por um sistema de falhas de empurrão que mergulham para leste com movimento de massa para oeste, a geologia é marcada por uma forte influência tectônica, chegando a modificar o embasamento em alguns pontos. Devido à alta deformação, ocorrem por toda área falhas de empurrões com estruturas do tipo duplex. Essas estruturas causam várias complicações na definição das unidades estratigráfica que, muitas vezes, são descritas como indivisas. Também se torna difícil calcular suas respectivas espessuras devido a duplicação ou omissão de camadas. De modo geral, as camadas mergulham para leste e o deslocamento de massa ocorre de leste para oeste. Agradecimentos: Aos Professores Antônio Romano, Ricardo Diniz, Guilherme Knauer.
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ANÁLISE ESTRUTURAL DO ENXAME DE DIQUES MÁFICOS NA PORÇÃO CENTRO LESTE DO ESTADO DA BAHIA, BRASIL. Santana, P. R. R.1,2; Paim, M. M.1,2; Sena, F. O.1,2; Oliveira , L. R. S.1,2; Nascimento, R. S. A.1; Câmara, I. S. 1,2; Sá, J. H. S.1,2; Barbosa, R. J.1 ¹ Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia - IGEO-UFBA,
[email protected] 2Grupo de Metalogênese e Exploração Mineral, CPGG-UFBA,
[email protected]
1. INTRODUÇÃO Diques representam estruturas extensionais importantes, amplamente distribuídas em terrenos cratônicos ao longo da Terra (Halls & Fahrig, 1987). No Cráton do São Francisco, diversos estudos relacionados a diques máficos foram realizados tanto em sua porção setentrional quanto em sua porção meridional, com destaque para os trabalhos síntese de Corrêa-Gomes et al. (1996) e Oliveira Chaves & Neves (2005), respectivamente. Entretanto, de maneira geral, esses corpos ocorrem encobertos, o que vem demonstrando o importante papel do método geofísico magnético para o seu reconhecimento (Purucker & Whaler, 2015). Seguindo essa tendência, a partir de levantamentos aerogeofísicos realizados na porção setentrional do Cráton do São Francisco, Sena ( no prelo) interpretou estruturas lineares compatíveis com corpos filonianos cobrindo parte do centro-leste do Estado da Bahia. Dando sequência a este trabalho, Santana (2017) identificou, em campo, ao longo desses lineamentos aeromagnéticos, corpos de composições máficas (gabros, diabásios e basaltos). Petrograficamente, estes apresentam paragênese ígnea contendo quantidades variáveis de plagioclásio, clinopiroxênio, hornblenda e opacos, além de microestruturas ofítica, subofítica, glomerofílica e intergranular. Em função do padrão geométrico, dimensão e orientação exibidos por esse enxame de diques, truncando parte das paleoplacas ( sensu CRUZ et al. 2016) Serrinha, Gavião Norte e o Cinturão Salvador-Curaçá, tornou-se adequado o entendimento quanto ao desenvolvimento desse magmatismo filoniano. Em vista disso, esse trabalho tem a finalidade de analisar estruturalmente o magmatismo fissural localizado no segmento centro-leste do Estado da Bahia, com o propósito de entender os tipos de propagações, sentido de fluxo e regime tectônico que controlaram a injeção desses corpos filonianos na área. O entendimento estrutural quanto à colocação e propagação de diques máficos tem importância singular sobre a compreensão de como o magma é transferido e colocado na crosta (Halls, 1982). Além disso, fornece informações sobre o seu nível crustal de colocação e as condições reológicas do ambiente geológico (CorrêaGomes et al. 1988). 2. MATERIAIS E MÉTODOS Para alcançar o objetivo estabelecido, foram realizados sequencialmente: levantamentos bibliográficos; análise de mapa aeromagnético regional da área de estudo, a partir dos levantamentos aerogeofísicos de Senhor do Bonfim e Andorinhas-Ipirá-Piritiba, cedidos por Sena ( no prelo); trabalhos padrão de campo com descrições macroscópicas e medidas de estruturas rúpteis pelo método strike & dip; reconhecimento e quantificação de lineamentos de relevo através de imagens SRTM ( Shuttle Radar Topographic Mission), seguido da obtenção de suas direções através da ferramenta AzimuthFinder, no software ArcGis® 10.1; e, por fim, foram gerados gráficos de rosetas de frequência dos lineamentos magnéticos e de relevo, através do software Stereonett ®. 3. RESULTADOS E DISCUSSÕES 3.1- Estilos geométricos Com base nas características do enxame de diques máficos da área de estudo, obtidas através do mapa de amplitude do sinal analítico, foram conduzidas algumas ponderações acerca dos seus estilos geométricos e aspectos geodinâmicos. Conforme a classificação de Hoek (1991), os diques máficos da área de estudo enquadram-se nos estilos geométricos irregular e entrelaçado (Figura 1a,b,c).
50
A geometria irregular ocorre, dominantemente, nos lineamentos magnéticos a NE da área, identificado pelo padrão sublinear dos diques. Nessa geometria, a presença de segmentações e offsets é uma característica comum (Figura 1c), podendo corresponder ao desmembramento de um único corpo em subsuperfície (Delaney & Pollard, 1981). A ocorrência de offsets pode indicar direções de propagação do fluxo magmático tanto lateral quanto vertical-ascendente, sugerindo, com isso, o nível crustal da fonte magmática precursora (Gudmundsson, 1984). A geometria entrelaçada ocorre, principalmente, ao longo das porções central e sul da área de estudo. Nesses locais, é possível observar a presença de diversas bifurcações e ramificações (Figura 1d). Analogamente ao que foi discutido por Baer (1995), esses padrões bifurcados e ramificados correspondem a estágios de formação e propagação de um corpo tabular. Com base no modelo do autor referido, é possível sugerir que o sentido de propagação lateral do enxame de diques da área de estudo ocorreu, predominantemente, de SE para NW (Figura 1c). (a)
(b)
(d)
(c)
(e)
Figura 1: (a) mapa de amplitude do sinal analítico da área de estudo com polígono, em preto, onde os diques exibem geometrias irregular e entrelaçada; (b) polígono preto ampliado; (c) croqui da imagem “b” com estilos geométricos e sentidos de fluxo magmáticos interpretados; (d) croqui da imagem “a” representando os compartimentos tectônicos e os lineamentos magnéticos dos diques interpretados; e (e) gráfico de roseta de frequência de direção dos lineamentos aeromagnéticos, interpretados, referentes aos diques. Fontes: (a,b) Modificado de Sena, no prelo.
3.2-Aspectos Geodinâmicos Na área de estudo, nas porções central e sul do Cinturão Salvador-Curaçá, predominam lineamentos de relevo e magnéticos com orientações NNW-SSE (Figura 2a,b,c2,d2,e2), paralelos a subparalelos ao enxame de diques estudado (Figura 1d,e). Entretanto, a norte do Cinturão, esses lineamentos infletem para N-S, demonstrando a forte influência do lineamento Jacobina. Nas paleoplacas Serrinha e Gavião, os lineamentos de relevo e magnéticos regionais exibem orientações dominantes NNE-SSW e NNW-SSE, respectivamente (Figura 2c1,c3,d1, d3,e1,e3). Nessas regiões, o enxame de diques trunca, com orientações entre N310°-340°, obliqua a quase ortogonalmente esses lineamentos. 51
A existência de lineamentos magnéticos, em parte do Cinturão Salvador-Curaçá, com orientações paralelas a subparalelas às do enxame de diques máficos da área de estudo, geram certa suspeita quanto à influência de fraturas preexistentes durante a sua colocação. Entretanto, a ausência de um conjunto regional sistemático de lineamentos de relevo e magnéticos, paralelos a esse enxame, leva a sugerir que o magma não aproveitou fraturas preexistentes durante a sua colocação. Isso fica bastante evidênciado nas paleoplacas Serrinha, Gavião Norte e na porção norte do Cinturão Salvador-Curacá. Esses dados levam a sugerir que os diques foram intrudidos através de fraturas auto-geradas, propagados como fraturas do modo puro I, segundo o modelo de Halls & Fahrig (1987). Segundo este modelo, sugere-se que o enxame de diques estudado propagou-se em um regime extensivo linear, configurando-se na sua morfologia regularmente unidirecional e paralela exibida em mapa (Figura 1d). Além disso, a direção preferencial constante, N310°-340°, ao longo de toda a extensão desse enxame, indica a abrangência regional do magmatismo intrusivo precursor, refletindo condições regionais de paleo-estresse (σ3) bastante homogêneas, conforme discutido por Ray et al. (2007), para diques de centenas de quilômetros. (b)
(a)
(f1)
(c1)
(c2)
(d1)
(d2)
(d3)
(e1)
(e2)
(e3)
(c3)
(f2)
Figura 2: (a) lineamentos aeromagnéticos dúcteis e rúpteis da área de estudo, interpretados a partir do mapa de amplitude do sinal analítico; (b) lineamentos de relevo interpretados; (c1, c2, c3) rosetas de frequência das orientações dos lineamentos de relevo das paleoplacas Gavião norte, Cinturão Salvador-Curaçá e Serrinha; (d1, d2 e d3) rosetas de frequência referentes às orientações dos lineamentos magnéticos dúcteis das paleoplacas Gavião Norte, Cinturão Salvador-Curaçá e Serrinha; (e1, e2, e3) rosetas de frequência referentes às orientações dos lineamentos magnéticos rúpteis das paleoplacas Gavião Norte, Cinturão Salvador-Curaçá e Serrinha; (f1) aspectos estruturais, de campo, dos diques basálticos exibindo planos de fraturas longitudinais, transversais, diagonais e sigmoidais. Foto com visada em planta, onde caderneta aponta para o norte; (f2) Croqui da imagem “f1” com estilos distinguidos de fraturas. Fonte: (a) Modificado de Sena, no prelo. Ademais, em campo, foi possível mapear fraturas longitudinais, transversais, diagonais e sigmoidais (Figura 2f1,f2). As duas primeiras estariam de acordo com uma tensão linear por cisalhamento puro, característica das fases iniciais de preenchimento do conduto. Já a presença de fraturas diagonais e sigmoidais (Figura 2f1,f2) sugere a mudança de orientação dos campos de tensão principais atuantes para uma posição diagonal ao conduto, conferindo ao sistema a atuação, também, de um regime transcorrente sobre os diques estudados. Essa variação da orientação dos tensores está de acordo com o apresentado por Corrêa-Gomes et al. (1996), referente ao amplo 52
domínio de regimes transtrativos sobre o magmatismo fissural na porção setentrional do Cráton do São Francisco. Sendo assim, é possível que o magmatismo filoniano, alvo de estudo, tenha sido submetido a variações dos tensores principais de um regime linear para um regime transtensivo durante sua colocação na crosta.
4. CONCLUSÕES Regionalmente, apesar da grande densidade de lineamentos topográfico e magnético, exibidos na área de estudo, a ausência de um padrão com orientação semelhante ao enxame, na maior parte do mapa, leva a sugerir que as fraturas preenchidas por esse magmatismo fissural foram auto-geradas. Possivelmente esse enxame foi injetado na crosta segundo o modo I definido por Halls & Fahrig (1987), propagando-se conforme as geometrias irregular e entrelaçada, em um regime tectônico com σ 3 horizontal (NE-SW), com evidências, em macro-escala, de um fluxo lateral propagado dominantemente para o sentido NW. Esse regime foi, posteriormente, rotacionado, conferindo ao sistema um regime transtensional, em função da presença de fraturas diagonais e sigmoidais observadas em campo. Apoio: Esta pesquisa é parte da monografia do Trabalho Final de Graduação do primeiro autor e foi desenvolvida no âmbito do Projeto Mapa Metalogenético do Estado da Bahia II: banco de dados e análise metalogenética e previsional de duas províncias na região nordeste do Estado (em execução pelo Grupo de Metalogênse da UFBA em convênio com a Companhia Baiana de Pesquisa Mineral - CBPM)
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ARCABOUÇO ESTRUTURAL DO GREENSTONE BELT RIACHO DE SANTANA, CRÁTON DO SÃO FRANCISCO, BAHIA Yuri César F. Costa¹, Simone Cerqueira Pereira Cruz², Vanderlucia dos Anjos Cruz², Érica Neres dos Santos 1, Rebeca de Jesus Barbosa1, Gustavo de Almeida Ferreira1, Cleiton Rafael Soares Alves1, Márcio Mattos Paim1 1
Universidade Federal da Bahia,
[email protected] Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geologia, Universidade Federal da Bahia
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1. INTRODUÇÃO O Greenstone Belt Riacho de Santana (GBRS) possui cerca de 84 km de comprimento (Santos 2010) e está localizado na porção setentrional do Cráton do São Francisco, no setor oeste da Paleoplaca Gavião (Cruz et al. 2016) (Figura 1a e b). O trend é N-S e esse greenstone já foi estudado anteriormente por diversos autores, dentre eles Costa et al. (1975, 1980), Silveira & Garrido (2000) e Prazeres-Santos (2010). Segundo Silveira & Garrido (2000), Prazeres-Santos (2010) e os novos estudos aqui apresentados, ele pode ser subdividido em três unidades (Figura 2): (i) inferior, composta por metakomatiítos, metabasaltos e meta-gabros, que estão intercalados com xistos aluminosos, rochas calcissilicáticas, formações ferríferas bandadas metamorfisadas (itabiritos), quartzitos, metacherts e metacarbonatos; (ii) intermediária, com metabasaltos, xistos aluminosos, meta-cherts, grafita-xisto e grafititos com proporções subordinadas de metacarbonatos e rochas calcissilicáticas. Um metabasalto dessa unidade foi datado pelo método U-Pb (LA-ICPMS, zircão) por Rodrigues et al. (2012) em 3201 ± 102 Ma, tendo sido obtida a idade 2218±16 Ma; e (iii) superior, constituída por quartzitos, metacherts, metacarbonatos, com proporções subordinadas de itabiritos.
Figura 1: a) O Cráton do São Francisco (CSF) no território brasileiro. b) Localização da região de trabalho (indicada por um retângulo vermelho) no contexto do CSF e Paleoplaca Gavião (PG) (modificado de Cruz et al. 2012; adaptado de Alkmin et al., 1993); c) Mapa regional (modificado de Rosa 1999) com a localização da área estudada (retângulo amarelo).
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Figura 2: Coluna Estratigráfica do Greenstone Belt Riacho de Santana, segundo Silveira & Garrido (2000). O presente trabalho tem como objetivo apresentar resultados da pesquisa em andamento com ênfase na criação de um modelo deformacional para o Greenstone Belt Riacho de Santana que contemple elementos multiescalares, por enquanto, a partir dos dados estruturais coletados em campo. 2. CONTEXTO TECTÔNICO REGIONAL O embasamento do Greenstone Belt Riacho de Santana é composto pelo Complexo Gnáissico Migmatítico homônimo (Figura 1c), recentemente redenominado por Guimarães et al (2012) como Complexo Gnáissico-Migmatítico Favelândia, e pelo Complexo Santa Isabel (Portela et al. 1976). O Complexo Riacho de Santana é composto por ortognaisses, migmatitos e granulitos de composição TTG (Barbosa et al. 2013). Barbosa et al. (2013), reavaliando os dados de Rosa (1999, U/Pb, Laser Ablation) obtiveram uma idade de 3648 ± 69 Ma. Mascarenhas e Garcia (1989) obtiveram uma idade Rb/Sr em rocha total para as rochas desse complexo de 2685 ± 97 Ma, que foi interpretada como a idade de migmatização. O Complexo Santa Isabel compreende charnockítos, ortognaisses de composição tonalítico-granodiorítica-granítica e granulíticos, migmatitos diversos, enclaves ultramáficos (piroxenitos, peridotitos e komatiítos) e dioríticos, além de kinzigitos, rochas cálcissilicáticas, itabiritos, serpentina mármore, peridotitos, talco-tremolita xistos (Arcanjo et al. 2005, Barbosa et al. 2013, Cruz et al. 2014). Para esse complexo, Barbosa et al. (2013) obtiveram idade U-Pb (LA-ICPMS, zircão) de 2954 ± 100 Ma. Por sua vez, os dados U-Pb (LA-ICPMS) obtidos por Medeiros (2013) para a idade de cristalização dessas rochas variaram de 3097 Ma ± 24 a 3136 Ma ± 8. Uma idade obtida pelo método por SHRIMP (U-Pb, zircão) sugere migmatização em 2095±8.6 Ma. 3. ARCABOUÇO ESTRUTURAL E FASES DEFORMACIONAIS Na área de trabalho predomina um bandamento gnáissico composto por intercalações de rochas ígneas e metassedimentares. Orientado segundo esse bandamento observa-se uma xistosidade marcada pela orientação preferencial de anfibólios e plagioclásio em metabasaltos, biotita em xistos aluminosos, hematita em formações ferríferas bandadas metamorfisadas (itabiritos) e quartzo em quartzitos. Ambas estruturas, bandamento composicional gnáissico e xistosidade, configuram a foliação (Sn). Internamente a Sn encontram-se dobras intrafoliais isoclinais, além de boudins simétricos e assimétricos. A lineação de estiramento mineral (Lx n) com orientação predominante NW-SE é marcada por biotitas. Indicadores de movimento S/C e S/C/C’ são
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observados no plano XZ do elipsóide de deformação finita sugerem um topo estrutural para SE. Esse bandamento está dobrado em dois conjuntos distintos. O primeiro compreende dobras (Fn+1) fechadas (α≈60°), inclinadas com caimento, assimétricas, acilíndricas, trend geral E-W. Juntamente com as dobras Fn+1 foi desenvolvida uma foliação plano axial (Sn+1), espaçada, planar, paralela, discreta, com orientação NE-SW. O segundo, consiste no dobramento da foliação Sn+1 com o desenvolvimento de estruturas (Fn+2) abertas, horizontal inclinada, assimétricas, acilíndricas, com trend N-S. Essas estruturas são truncadas por zonas de cisalhamento de alto ângulo, dúctil-rúpteis, com orientação e cinemática que permitem dividí-las em 2 conjuntos, por enquanto denominados de A e B. O conjunto A apresenta dois trends e movimentos distintos :(i) NE-SW, movimento destral e linha de estiramento mineral de baixo rake; (ii) NW-SE, movimento reverso-sinistral e linha de estiramento mineral de médio rake. No conjunto B predominam zonas de cisalhamento transdistencionais, também com dois trends e movimentos distintos: (i) WNW-ESE a WSW-ENE e movimento destral; (ii) NW-SE. Além disso, zonas de cisalhamento normais com trend NW-SE integram esse arcabouço. A hierarquização entre os dois conjuntos ainda está em andamento e a principal dificuldade é encontrar relações de truncamentos entre eles. Entretanto, os dados obtidos por Neres et al. (2017) sugerem que o conjunto A trunca o conjunto B. Considerando o arcabouço estrutural descrito, duas fases principais, pré-desenvolvimento das zonas de cisalhamento dos conjuntos por enquanto referidos como A e B podem ser interpretadas. A primeira, denominada de Dn, foi responsável pela formação da foliação Sn, da lineação de estiramento Lxn, bem como de dobras intrafoliais isoclinais e de estruturas S/C/C’. Essa fase de deformação teria sido gerada por uma tectônica compressional tangencial com topo estrutural para SE e tensor principal máximo dirigido para esse sentido. A segunda foi responsável pelas dobras Fn+2. As zonas de cisalhamento de alto ângulo dos conjuntos A e B foram nucleados segundo campo de tensão distintos, com tensor principal máximo posicionado em WNW-ESE para o conjunto A e NE-SW para o conjunto B. Os tensores principais mínimos posicionaram-se horizontalmente segundo ENE-WSE e NW-SE, respectivamente. O modelo proposto neste trabalho difere do que foi sugerido por Silveira (2000) para a evolução deformacional do Greenstone Belt Riacho de Santana. 4. CONSIDERAÇÕES FINAIS O Greenstone Belt Riacho de Santana representa uma unidade polideformada e nele foram identificadas 5 fases deformacioanais. Os tensores principais interpretados sugerem a existência de dois campos distintos que se sucederam ao longo da evolução deformacional, sendo o mais antigo segundo NW-SE e o mais jovem segundo WNW-ESSE. Agradecimentos
Os autores agradecem a colaboração do CNPq pela bolsa de pesquisa de Simone Cerqueira Pereira Cruz (Processos 306744/2012-0 e 303451/2015-7) e pelos recursos do projeto do Edital Propci/Ufba 01/2016 – PIBIC. Também agradecem a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado da Bahia pela bolsa de Iniciação Científica de Yuri César Figueirêdo Costa.. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ARCANJO J. B. A.; MARTINS A. M.; LOUREIRO H. C.; DELGADO I. M.; SOUZA J. D.; NEVES J. P.; OLIVEIRA J. E.; TEIXEIRA L. R.; VARELA P. H.; GOMES R. D.; SANTOS R. A.; MELO R. C. 2005. Vale do Paramirim, Bahia: geologia e recursos minerais. Síntese por José Carlos Gonçalves, Reginaldo Alves dos Santos e Roberto Campêlo de Melo. Salvador, CBPM. Série de arquivos abertos, 22, 70p. BARBOSA, N. S.; TEIXEIRA, W.; BASTOS-LEAL, L. R.; MENEZES LEAL, A. B. Evolução crustal do setor Ocidental do Bloco Arqueano Gavião, Cráton do São Francisco, com base em evidências U-Pb, Sm-Nd e Rb-Sr. Revista do Instituto de Geociências – USP, São Paulo, 13, n. 4, p. 63-88, 2013. CRUZ, S.C.P.; BARBOSA, J.S.F.; BARBOSA, A.C.; JESUS, S.S.G.; MEDEIROS, E.I.M.; FIGUEIREDO, B.S.; LEAL. A;B;M; LOPES. P.; SOUZA, J.S. Mapeamento Geológico e Leantamentos de Recursos Minerais das Folhas Espinosa e Guanambi, escala 1:100.000. Convênio UFBA/CPRM/FAPEX, Salvador,253p; 2 mapas. 2014.
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CUNHA, C.C.; BARBOSA, J.S.F.; MASCARENHAS, J.F. 2012. Greenstone Belts e Sequências Similares. Geologia da Bahia, Capítulo 5, p 203-326. GUIMARÃES, J.T.; NOGUEIRA, L.H.M.; MACÊDO, L.L. Mapa geológico de Riacho de Santana (S D.23-X -D-V), escala 1:100.000. CPRM. 2014. MASCARENHAS, J.F. E GARCIA, T.W. Mapa geocronológico do Estado da Bahia: Texto explicativo. Salvador: SGM, 1989. PRAZERES SANTOS, J. e MENEZES LEAL, A.B. 2008. Geologia e Petrografia das rochas metavulcânicas máficas da Unidade Intermediária do greenstone belt de Riacho de Santana, Estado da Bahia. Trabalho Final de Conclusão de Curso. Insituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador. MASCARENHAS, J. DE F. & GARCIA, T.W. 1989. Mapa Geocronológico do Estado da Bahia, 1/1.000.000: texto explicativo. Salvador: SGM/COM, 1989. p. 34-38. MEDEIROS E. L. M. Geologia e Geocronologia do complexo Santa Izabel, na região de Urandi, Bahia. 2013. Dissertação (Mestrado em Geologia) Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, p. 96, 2013. NERES, E.S.; CRUZ, S.C.P.; CRUZ, V.A.; BARBOSA, R.J.; FIGUEIRÊDO, Y.C.C.; SANTANA, P.R.R.; CÂMARA, I.S.; MACEDO, L.L.; RODRIGUES, D.L.; SANTOS, R.L.R.; PAIM, M.M. 2017. Migmatitos E Arcabouço Estrutural Do Complexo Santa Isabel Na Região De Riacho De Santana - Análise Preliminar. in: XVI Simpósio Nacional De Estudos Tectônicos. X International Symposium On Tectonics, Salvador, CD-ROOM . PORTELA, A.C.; MARCHETTO, C.; SANTOS, E.L.; MENEGHESSO, G.; STEN, J.H.; COSTA, I.A.M.; BATISTA, M.B.; MOSSMAN, R.; SILVA. W.G. Projeto Leste do Tocantins/Oeste do Rio São Francisco. Relatório Final Petrópolis, PROSPEC S.A. 12, 1976. PRAZERES SANTOS, J.; MENEZES LEAL, A.B.; SANTOS, A.L.D. 2010. Geologia, Petrografia e Geoquímica das Rochas Meta-vulcânicas Máficas nas Unidades Inferior e Intermediára do Greenstone Belt de Riacho de Santana, BA. In: Congr. Bras. Geol., 45º. Belém. RODRIGUES, J.B. RODRIGUES, GUIMARÃOES, J.T., BORGES, V.P., CARVALHO, C.B., NOGUEIRA, A.C.. 2012. Rhyacian zircon age of metabasaltic rock from Riacho de Santana Greenstone Belt - Bahia (Brazil). CPRM. RODRIGUES, J.B.; GUIMARÃES, J.T.; BORGES, V.P.; CARVALHO, C.B.; NOGUEIRA, A.C. (2012). Ryacian zircon age of metabasaltiic rocks from Riacho de Santana Greenstone Belt, Bahia (Brazil). VII American Symposium on Isotope Geology, Medellin. CD-ROM. ROSA, M. L. S. Geologia, Geocronologia, Mineralogia, Litogeoquímica e Petrologia do Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi (SW-Bahia). 1999. Tese (Doutorado). Salvador: Instituto de Geociências – UFBA. 1999. SANTOS, J.P. 2010. ROCHAS META-VULCÂNICAS MÁFICAS DA UNIDADE INTERMEDIÁRIA DO GREENSTONE BELT DE RIACHO DE SANTANA, ESTADO DA BAHIA: ESTUDO PETROGRÁFICO E GEOQUÍMICO. Dissertação de Mestrado. Universidade Federal da Bahia. SILVEIRA, W.P. & GARRIDO, I.A.A. 2000. Geologia, Pesquisa Mineral e Potencialidade Econômica do Greenstone Belt Riacho de Santana. S.A. Abertos, CBPM, 14, 39p. SILVEIRA, W. P.; GARRIDO, I. A. A. Projeto Riacho de Santana: texto e mapas. Salvador: CBPM, 1998. 8 v .
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ANÁLISE ESTRUTURAL DO COMPLEXO SANTA ISABEL, GUANAMBI/BA Liomar de Jesus dos Santos 1, Éder Luís Mathias Medeiros 1, Clayton Ricardo Janoni 1 1
Universidade Federal do Oeste da Bahia, e-mail:
[email protected] .
1. APRESENTAÇÃO Os dados apresentados são referentes a análise estrutural das unidades do Complexo Santa Isabel. A área de estudo situa-se no sudoeste do estado da Bahia, entre os municípios de Guanambi/BA e Caetité/BA distando aproximadamente 675 Km de Salvador, capital do estado da Bahia.
2. CONTEXTO GEOLOGICO REGIONAL O Cráton do São Francisco situa-se no setor oriental do Brasil (Almeida, 1977) e segundo Barbosa et al. (2003), essa unidade tectônica do embasamento da Plataforma Sul-Americana se estabilizou no Riaciano/Orosiriano e ocorre bordejado por cinturões orogênicos neoproterozoicos (Almeida, 1977). Barbosa et al. (2003) identificaram quatro seguimentos crustais de idade arqueana que se colidiram no Paleoproterozoico, sendo: Bloco Gavião, Bloco Jequié, Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e o Bloco Serrinha. No Bloco Gavião, é onde situa-se o Complexo Santa Isabel. Dentre as diversas unidades arqueanas do Bloco Gavião, tem-se os ortognaisses do Complexo Santa Isabel (Barbosa & Costa, 1972), presentes no setor oeste do Bloco Gavião e a leste da serra do Espinhaço Setentrional. Esse complexo metamórfico apresenta orientação geral N-S, sendo constituído predominantemente por ortognaisses e rochas migmatíticas, ambos com enclaves máficos, bem como ortognaisses granulíticos e migmatitos granulíticos (Arcanjo et al. 2005; Medeiros et. al. 2011; Medeiros 2013).
Figura 1. Mapa Geológico do setor oeste do Bloco Gavião com destaque para o Complexo Santa Isabel. Fonte: Modificado de Rosa (1999) 58
3. O COMPLEXO SANTA ISABEL Na área mapeada esse complexo é representado por rochas ortoderivadas félsicas e intermediárias com enclaves de anfibolitos. Essas rochas encontram-se deformadas, gnaissificadas e parcialmente migmatizadas, embora ocorram também corpos de granitoides. Devido essa variação de litotipos, esse complexo foi organizado em: (i) Ortognaisses; (ii) Migmatitos classificados em Diatexitos e Metatexitos, segundo a proposta de Sawyer (2008); (iii) Granitoides de anatexia (Figura 2).
Figura 2. (A) Ortognaisse; (B) Metatexitos; (C) Diatexitos; (D) Granitóide de anatexia.
4. ANÁLISE ESTRUTURAL E RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE A MIGMATIZAÇÃO Foi reconhecido para a área, até quatro fases deformacionais, sendo elas: Dn-1; Dn; Dn+1; Dn+2, e a fase Dn+1 é subdividida em 2 estágios sendo eles Dn+1’ e Dn+1’’ (Tabela 1). FASES DEFORMACIONAIS Dn-1 Dn Dn+1 Estágio - Dn + 1’ Dn+1 Estágio - Dn + 1’’ Dn+2
Tabela 1: Quadro estrutural e relação temporal com a migmatização . ESTRUTURAS Foliação gnaissica Sn-1. Pré-migmatização. Foliação gnaissica Sn (Plano máximo N091º/71ºNE), dobras isoclinais, foliação milonítica boundins assimétricos, lineação de estiramento mineral (Máximo 101º/59º). Prémigmatização. Dobras fechadas a abertas, cilíndricas classificadas como normal horizontal (Lbn+, Máximo 192º/09º); dobras parasticas S, Z, M / W. Pré e sin-migmatização. Zonas de cisalhamento dúcteis sinistral a sinistral reversa com foliação milonítica Sn+1” e bandamento gnáissico com direção geral N080º/85º; lineação de estiramento (Lxn+1’’). Pósmigmatização. Zonas de cisalhamento com orientação NNW-SSE possuem componente direcional sinistral WNW-ESSE.
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5. CONCLUSÕES A relação temporal determinada a partir das feições de truncamento entre as estruturas observadas em campo, permitiu justificar a presença de migmatitos diatexitos com paleossoma tipo schollen dobrados, bem como de xenólitos de migmatitos metatexíticos e de ortognaisses dobrados em diatexitos, sugerindo que a migmatização ocorreu durante o espessamento crustal, relacionado com a nucleação de dobras do estágio Dn+1’. Durante a migmatização o material fundido migrou por fraturas formando diques de granitóides. Como as zonas de cisalhamento truncam os migmatitos elas devem ser mais jovens do que essa idade.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALMEIDA, F. F. (1977). O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geociências, 4: 349-364. ARCANJO, J. B.; MARQUES-MARTINS. A. A.; LOUREIRO, H. S. C.; VARELA P. H. L. (2005). Projeto Vale do Paramirim, Bahia: geologia e recursos minerais. Salvador, CBPM, Série arquivos abertos 22, 82 p. BARBOSA, J. S. F.; SABATÉ, P.; MARINHO, M. M. (2003). O Cráton do São Francisco no Bahia: uma síntese. Rev. Bras. de Geociências, 33(1):3-6. BARBOSA, O.; MOUTINHO DA COSTA, L. A. (1972). Projeto Leste do Tocantins/Oeste do São Francisco; Fase IV, II etapa de campo. Rio de Janeiro, CPRM/DNPM/PROSPEC, 8 v. MEDEIROS, E. L. M.; CRUZ, S. C. P.; BARBOSA, J. S. F.; CARNEIRO, M. A.; JESUS, S. S. G. P. ARMSTRONG R., BRITO R., DELGADO, I. (2011). Ortognaisses migmatíticos do Complexo Santa Isabel na região de Urandi-Guanambi, Bahia: análise estrutural, geocronologia e implicações tectônicas. In: SBG, 13º Simp. Nac. Est. Tect. e 7º Intern. Symp. Tect. Campinas. Resumos expandidos. MEDEIROS, E. L. M. (2013). Geologia, Evolução Estrutural e Geocronologia do Complexo Santa Isabel na região de Urandi, Bahia. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia. ROSA, M. L. S. (1999). Geologia, Geocronologia, Mineralogia, Litogeoquímica e Petrologia do Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi (SW-Bahia). Tese (Doutorado). Salvador: Instituto de Geociências – UFBA. SAWYER, E. W. (2008). Atlas of migmatites. The Canadian Mineralogist, Special Publication 9, NRC Research Press, Ottawa, Ontario.
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XVI SIMPÓSIO NACIONAL DE ESTUDOS TECTÔNICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DO SINCLINAL PIEDADE, PORÇÃO NORDESTE DO QUADRILÁTERO FERRÍFERO, MG Jhonny Nonato da Silva 1; Sabrine Conceição de Moraes 1; Yuri Ribeiro1; Ariane Araújo Reis 1; Ingrid Rayane dos Santos Rocha 1; Pedro Henrique de Paula Ferreira1; Tatiane da Silva Cardoso Araújo1; Cibele Clauver Dde Aguiar 2; Ulisses Cyrino Penha 1; Dionísio Uendro Carlos 1 1
Centro Universitário de Belo Horizonte – UniBH –
[email protected]; 2 Universidade Federal de Viçosa – UFV
1. INTRODUÇÃO Com a análise estrutural dos dados de mapeamento de detalhe e a correlação com os eventos deformacionais citados na literatura foi possível definir um modelo evolutivo tectono-estrutural para a Serra da Piedade. Esta Serra corresponde ao segmento oeste da Serra do Curral, que se estende cerca de 100 km na direção NE-SW, representa a exposição parcial de um sinclinal vergente para NNW – o Sinclinal Piedade. Ao longo de toda Serra do Curral o Supergrupo Minas possui importantes depósitos de minério de ferro (~100 Mt) de alto teor maciços com ca. 66% de Fe (Rosière et al., 2008). As relações temporais entre as estruturas compressivas descritas na Serra da Piedade são compatíveis com as grandes estruturas do Quadrilátero Ferrífero. 1.1. Área de Estudo A área de estudo (Figs.1 e 2) está inserida na porção noroeste do Quadrilátero Ferrífero, na divisa entre os municípios de Caeté e Sabará, no extremo nordeste da extensão da Serra do Curral. O acesso à área é realizado partindo-se da capital Belo Horizonte, seguindo pela rodovia BR381 e, a partir do trevo do município de Caeté, pela MG435 até a portaria principal da Serra da Piedade (Fig. 2).
Figura 1: Localização da área de estudo e principais acessos.
2. RESULTADOS 2.1. Análise Fotointerpretativa A área passou por um processo de orogenia e deformação, onde as lineações positivas caracterizam a porção mais alta dos dobramentos ocorridos, representados na porção central da imagem. Já as lineações negativas representam os falhamentos e as fraturas. As lineações positivas e negativas (Fig. 2) seguem uma direção preferencial SW para NE, o que se associa as principais estruturas segmentadas nos eventos geotectônicos Transamazônico e Brasiliano como observado por Alkmim e Marshak (1998). 61
Figura 2: Fotointerpretação da área identificando as principais lineações negativas e positivas associadas ao Sinclinal Piedade.
2.2. Arcabouço Estrutural As estruturas foram segmentadas em S 0, S 1 e S2. As estruturas em S 0 estão relacionadas à laminação do itabirito marcadas pela intercalação de lâminas de quartzo e hematita (Figura 3a). A clivagem e a clivagem de crenulação, S1 e S2, são definidas pelas lamelas de hematita no itabirito (Figura 3b).
Figura 3: Estruturas encontradas na área, segmentadas em S0, S1 e S2. a) S0 relacionada a laminação do itabirito; b) clivagem e a clivagem de crenulação, S1 e S2 respectivamente. As dobras apresentam direção preferencial NE-SW e são o resultado de deslizamentos flexurais que causaram a abertura das zonas de charneira da rocha, sendo esses locais de baixa pressão, favorecendo a percolação de fluidos hidrotermais. Variando de harmônicas a desarmônicas, as dobras são milimétricas a centimétricas (Fig. 4), isoclinais a apertadas, geralmente acilíndricas com eixos fortemente curvilíneos. Em algumas porções, ocorrem em “Z”, “S” e “M” (Figs. 4a e 4d). Além de estruturas dobradas características de eventos deformacionais na área, foram identificadas famílias de fraturas sub-verticais e sub-horizontais, discordantes a foliação, conforme observado na Figura 5. Estas fraturas ocorrem na maior par te dos afloramentos da Formação Cauê, não sendo observadas em campo em outras litologias.
Figura 4: Principais dobras observadas em campo: a) dobras parasíticas assimétricas em forma de “Z”; b) dobra suave, monoclinal ou de flexão; c) dobra em chevron; d) dobra simétrica em “M”, apresentando mesma amplitude e comprimento de onda. 62
Figura 5: Famílias de fraturas sub-verticais e sub-horizontais em itabirito da Formação Cauê.
2.3. Análise Estrutural Com base nas estruturas observadas em campo e nas medidas coletadas, elaboraram-se os estereogramas de Foliações e de Eixos de Dobras. Na Figura 6, observamos o estereograma de foliação em afloramentos do Supergrupo Rio das Velhas, em que os polos se adensaram no quarto quadrante, evidenciando que as direções das foliações nesta litologia são, preferencialmente, de NE-SW com mergulho para SE, sendo que o mesmo ocorre com as foliações do Supergrupo Minas. Na projeção estereográfica das medidas dos eixos de dobras observa-se um adensamento em uma direção preferencial para NE.
Figura 6: Projeções Estereográficas das principais estruturas do Sinclinal Piedade.
2.4. Evolução Geotectônica Ao longo dos anos, vários autores propuseram modelos de evolução tectônica para o Quadrilátero Ferrífero (e.g. Dorr II, 1969; Ladeira e Viveiros, 1984; Chemale Jr. et al., 1994; Endo, 1997; Alkmim e Marshak, 1998) porém, há uma certa similaridade entres as interpretações. De um modo geral, foram identificados três principais períodos orogenéticos (Figura 07): o primeiro sendo o Rio das Velhas, com idade em torno de 2,7 Ga, o segundo o ciclo Transamazônico, 2,26 Ga a 1,86 Ga, e o terceiro o ciclo Brasiliano, de 650 a 500 Ma. A sequência e evolução destes eventos são ilustrados pelos blocos diagramas da Figura 7. Endo (1997) interpreta três eventos evolutivos tectônicos do arqueano dentro do QF, em torno de 2,7 Ga, o qual denomina essas tectonodeformações de Rio das Velhas I, II e III. O primeiro se deu por compressão direcional dextral com deformação rúptil cisalhante de NE-SW e N-S. O segundo o está associado a uma deformação extencional com tensão direcional sinistral, no qual gerou o fraturamento do grupo Nova Lima e formou uma bacia do grupo Maquiné de NW-SE. O terceiro é último evento deste período é caracterizado pela cinemática direcional dextral, com inversão da bacia do Maquiné e intrusão de granitos sin-tectonicos colisionais. Na área do Sinclinal Piedade, este evento só foi observado na porção sul da área onde o Supergrupo Rio das Velhas está inserido. O ciclo Transamazônico é o resultado de dois megaeventos tectônicos, sendo o primeiro de caráter compressional com vergência para SW e o segundo extensional com vergência para SE, sendo o evento mais observado na região nordeste do Quadrilátero Ferrífero. Chemale Jr. et al. (1994) descreve o ciclo Brasiliano associado ao um evento colisional com vergência para Oeste. Sendo divido por quatro fases pelo o autor. A primeira fase é de grande importância deformacional, na qual gerou dobramentos, foliações miloníticas, lineações minerais e falhas
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de empurrão. Já a segunda fase é marcada pelo redobramento da foliação principal com orientação E-W e a terceira, apresentando direção em N-S, está associada à formação dos kink-bands e crenulações. A última fase do ciclo Brasiliano está associada a um regime rúptil com geração de fraturamentos de ângulos variados.
Figura 7: Esquema da Evolução Estrutural do Sinclinal Piedade.
3. CONSIDERAÇÕES FINAIS A análise das estruturas presentes na Serra da Piedade evidencia que as estruturas vergentes para NNW desenvolveram-se em um evento polifásico durante a orogenia Transamazônica, como proposto por Alkmim e Marshak (1998), com a geração de dobras superpostas e falhas inversas sobre um sinclinal invertido de direção NNE-SSW vergente para NNW. As estruturas relacionadas a essa tectônica compressiva foram posteriormente superpostas por deformação vergente para oeste. Na área do Sinclinal Piedade, observa-se, em maior evidência, estruturas deformacionais do Orógeno Transamazônico, que corresponde à inversão tectônica, desenvolvido em condições metamórficas de fáceis xisto-verde a Barroviano, correspondendo à orogênese Minas, cuja evolução se processou em regime transpressional com plano de fluxo N-S, subvertical. As relações temporais entre as estruturas compressivas descritas na Serra da Piedade são compatíveis em relação às grandes estruturas do QF, podendo ser atribuído ao mesmo ciclo orogênico, quando, no foreland do orógeno paleoproterozoico, houve deformação com encurtamento nos quadrantes NW-SE e NE-SW, provavelmente com a participação dos domos gnássicos, produzindo a atual configuração quadrangular do QF, anteriormente à fase de colapso postulada por Alkmim e Marshak (1998). Agradecimentos : Agradecemos aos docentes do departamento de Geologia-UniBH pelas críticas e correções do trabalho.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Alkmim, F.F., Marshak, S. (1998). Transamazonian orogeny in the Southern São Francisco Craton region, Minas Gerais, Brazil: evidence for Paleoproterozoic collision and collapse in Quadrilátero Ferrífero. Precambrian Research, 90, 29-58. Chemale Jr., F., Rosière, C. A., Endo, I. (1994). The tectonic evolution of the Quadrilátero Ferrıífero, Minas Gerais. Precambrian Research, 65, 25-54. Dorr II, J. V. N., Gair, J. E., Pomerene, J. B., Rynearson, G. A. (1957). Revisão da estratigrafia pré-cambriana do Quadrilátero Ferrífero, Brasil. Avulso DNPM/DFPM, v. 81. Endo, I. (1997). Regimes tectônicos do Arqueano e Proterozóico no interior da placa Sanfranciscana: Quadrilátero Ferrífero e áreas adjacentes, Minas Gerais. Tese (Doutorado). São Paulo: Instituto de Geociências – USP. Rosière, C. A., Spier, C. A., Rios, F. J., Suckau, V. E. (2008). The itabirites of the Quadrilátero Ferrífero and related highgrade iron ore deposits: an overview. Reviews in Economic Geology, 15, 223-254.
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CONTRIBUIÇÃO AO MAPEAMENTO GEOLÓGICO DA SEQUÊNCIA METAVULCANOSSEDIMENTAR PALEOPROTEROZOICA NA REGIÃO DE CACULÉ-BA Erick M. Vaz Guedes1, Igor V. P. do Nascimento 1, Matheus P. Feitosa 1, Pablo G. Junqueira 1, Simone C. P Cruz2, Marcio Mattos Paim1, Maria Clara M. C. Duarte2, Vanderlúcia A. Cruz2, Yuri C. F. Costa1 1 Universidade Federal da
Bahia, e-mail:
[email protected]
2 Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geologia, Universidade Federal da Bahia
1. INTRODUÇÃO A área de estudo está inserida no embasamento do Aulacógeno do Paramirim, setor setentrional do Orógeno Aracuaí-Oeste Congo (CRUZ e ALKMIM 2006) (Figura 1), onde afloram unidades metassedimentares e rochas metamáficas que foram convencionalmente incluídas no Greenstone Belt Ibitira-Ubraçaba, de idade arqueana. Entretanto, estudos recentes apresentados por Cruz et al. (2017, neste volume) sugerem que trata-se de uma sequência de rochas de idade máxima de 2280Ma (riaciana) que constitui uma das unidades do Arco Magmático do Oeste da Bahia (Cruz et al . 2016). A estruturação dessa unidade é complexa, pois apresenta registros deformacionais e metamórficos desde o paleoproterozoico ao neoproterozoico (Cruz et al. 2015). Este trabalho apresenta uma síntese da análise estrutural realizada em uma área de 267,3 km 2 nas proximidades de Caculé, situada no Oeste da Bahia.
Figura 1: Mapa do Cráton São Francisco e orógenos brasilianos. Fonte: Modificado de Alkmim et al. (1993).
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2. RESULTADOS 2.1. Litologias Mapeadas O levantamento geológico, realizado na escala de 1:60.000 (Figura 2), permitiu individualizar rochas metassedimentares, predominantes, tais como quartzo-biotita xistos, metarenitos impuros, com quartzo, feldspatos e biotita, e metarritmitos finos, interpretado pela intercalação de níveis de 1-0,5cm de metarenitos impuros e de 0,3-0,1cm de quartzo-biotita-xistos. Essas rochas intercalam-se com níveis subordinados de anfibolitos e rochas metaultramáficas, não cartografáveis na escala de trabalho, constituindo um proeminente bandamento gnáissico. As rochas metassedimentares estão migmatizadas, formando típicos metatexitos estromáticos de Sawyer (2008) com domínios diatexíticos subordinados. Os anfibolitos e as rochas metaultramáficas ocorrem como boudins em metarenitos impuros e em metarritmitos. Essas estruturas possuem dimensões variadas, desde dezenas de centímetros a poucos metros. As rochas metaultramáficas podem apresentar talco como mineral de alteração hidrotermal. Como unidades intrusivas, têm-se os metagranitoides Caculé, de idade orosiriana (BASTOS LEAL et al. 2000), e a Suíte Lagoa Real, de idade estateriana (TURPIN et al. 1998, CORDANI et al. 1992, LOBATO et al. 2015), além de diques máficos na porção nordeste da área de estudo, ainda sem uma idade definida. Os metagranitoides ocorrem como corpos alongados segundo a direção N-S e estão em contato com as rochas metassedimentares através de zonas de cisalhamento sinistral reversa e reversa destral, respectivamente. O Caculé corresponde a um metagranodiorito que apresenta uma porção isotrópica, com pouca a nenhuma deformação, e uma porção anisotrópica marcada por uma foliação milonítica. Na Suíte Intrusiva Lagoa Real predominam metasienogranitos e metaalcalifeldspato granito que estão milonitizados e gnaissificados. O dique máfico apresenta uma direção N110º e foi observado cortando as demais unidades na porção NE da área de estudo. Compreende a um hornblenda-gabro, isotrópico, cuja suíte foi estudada por Damasceno et al. (2010). 2.2. Arcabouço estrutural e fases deformacionais O arcabouço estrutural da área de estudo é complexo. Predomina uma foliação S n, composta pelo bandamento gnáissico e por uma xistosidade marcada pela orientação preferencial de N-S. Esse bandamento é constituído pela intercalação das rochas metavulcanossedimentares, bem como de neossomas, constituindo uma estrutura estromática (SAWYER 2008). A lineação de estiramento (Lx n) é revelada por estiramento de barras de quartzo e de feldspato. Dois conjuntos principais de dobras são observados. O primeiro conjunto refere-se as dobras Fn+1 de trends gerais E-W que ocupa a porção sudoeste da área de estudo (fase D n+1) (Figura 2). São dobras classificadas como cilíndricas, fechadas a apertadas e normais com caimento a inclinadas normais. O segundo conjunto de dobras são as dobras F n+2 que ocorrem por toda extensão sul-sudeste da área (fase D n+2) (Figura 2). Essas dobras têm trends gerais N-S e são classificadas como cilíndricas, fechadas a apertadas e inclinadas com caimento. A interferência entre esses dois conjuntos de dobras é marcada pela presença de estruturas em bumerangue (Tipo II de RAMSAY and HUBBER 1987), também verificado por Cruz et al. (2015). Zonas de cisalhamento transpressionais foram identificadas e dois conjuntos podem ser diferenciados. O mais velho, compreende as zonas de cisalhamento ZC n+3 de alto ângulo (θ>60º), com rake<40º, direção preferencial N-S e campo de tensão σ1= NW-SE e σ3= NE-SW, que são classificadas como sinistral-reversas (fase Dn+3). Esse primeiro conjunto originou a foliação milonítica S n+3 nas rochas metassedimentares e a foliação S1 no metagranitoide Caculé. O segundo conjunto, e mais novo, são relacionadas às ZC n+4, e compreende a zonas de cisalhamento de alto ângulo (θ>80º), rake>50º, de direção N-S e campo de tensão σ1= NE-SW e σ3= NWSE, classificadas como reversa-dextrais (fase D n+4) (Figura 2). Esse último conjunto foi responsável pela formação da foliação milonítica nas rochas metassedimentares (S n+4) e no metagranitóide Caculé (S 2), além da gnaissificação e milonitização da Suíte Lagoa Real (S 1). Nessas zonas, os indicadores cinemáticos identificados foram estruturas S/C, dobras de arrasto, deslocamento de marcadores, além de estruturas sigmas em porfiroclastos de K-feldspatos. As estruturas mais tardias são zonas de cisalhamento normais, com orientações diversas, que associam-se com dobras recumbentes. O arcabouço estrutural levou à interpretação de seis fases deformacionais, sendo que as estruturas relacionadas as cinco primeiras fases revelam que foram predominantemente dúcteis e a última foi dúctil-rúptil. 66
Figura 2: Mapa Geológico da área de Estudo. 3. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES A variação faciológica entre metarenitos impuros, metarritmitos e os quartzo-biotita xistos sugerem que os seus protólitos foram depositados em ambiente dominado por fluxos gravitacionais turbidíticos. Vitória (2014) e Vitória et al. (2017, neste volume) estudaram as rochas metamáficas intercaladas com o conjunto metassedimentar apresentado neste trabalho e concluíram que tratam-se de registros de rochas vulcânicas e plutônicas relacionadas com a evolução do Arco Magmático do Oeste da Bahia. Com o metamorfismo e deformação que estruturaram a região estudada, esses níveis aparecem como boudins, formando corpos descontínuos. O Granitóide Lagoa Real representa plutonismo associado com a evolução do Aulacógeno do Paramirim e um importante registro da tectônica distensional estateriana na área. Das unidades mapeadas, as que possuem relevância econômica são o granitoide Caculé e os diques máficos. Ambas apresentam características petrográficas e geomorfológicas favoráveis para serem aproveitadas tanto como rocha ornamental, como agregado para construção civil. A presença de rochas ultramáficas com talco e granitogênese orosiriana pode ser um fato favorável para pesquisa mineral na área de estudo. As deformações das fases D n a Dn+3 encontrada nas rochas metassedimentares e metaígneas estudadas neste trabalho não são observadas na Suite Intrusiva Lagoa Real. Considerando a idade máxima de sedimentação dessas rochas apresentada por Cruz et al. (2017, neste volume), sugere-se que essa deformação e migmatização ocorreram entre o riaciano e o orosiriano. O registro estrutural obtido neste trabalho e por Cruz et al. (2007) permitem verificar que a Suíte Intrusiva Lagoa Real foi deformada e metamorfisada em zonas de cisalhamento. Essas zonas de cisalhamento, da fase D n+4 deste trabalho, são correlacionáveis com as estudadas por Borges et al. (2015) e que foram responsáveis por cavalgar as unidades da sequência metavulcanossedimentar estudada neste trabalho sobre as rochas tonianas (BITTENCOURT et al. 2017) do Grupo Santo Onofre através da zona de 67
cisalhamento Carrapato. Essas deformações são o registro da tectônica ediacarana responsável pela estruturação do setor intracontinental do Orógeno Araçuaí (CRUZ e ALKMIM 2006, CRUZ et al. 2012, BORGES et al. 2015). A fase distensional tardia pode estar relacionada com o colapso do Orógeno Araçuaí descrito por Cruz et al. (2015). O dique máfico é uma unidade que não apresenta deformação e pela relação de campo é mais jovem que os outros litotipos da área. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALKMIM, F.F.; BRITO NEVES, B.B. & CASTRO ALVES, J.A. - 1993 - Arcabouço tectônico do Cráton do São Francisco: uma revisão. In: O Cráton do São Francisco. DOMINGUEZ, J.M.L. &MISI, A. (ed), SBG - Núcleo BA/SE: 4562. BASTOS LEAL, L.R., TEIXEIRA, W., CUNHA, J.C., LEAL, A.B.M., MACAMBIRA, M.J.B., ROSA, M.L.S., 2000. Isotopic signatures of paleoproterozoic granitoids of the Gavião block and implications for the evolution of the São Francisco craton, Bahia, Brazil. Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 30, 66-69. BITTENCOURT, C. N. 2017. Os Riftes Estateriano e Toniano do setor sul do Aulacógeno do Paramirim, Paleoplaca São Francisco Congo: Novos dados, correlações regionais e inversão tectônica. (M, Sc. Thesis) Universidade Federal da Bahia, Salvador (119pp.). BORGES, J. O. ; CRUZ, S. C. P. ; BARBOSA, J. S. F. ; SANTOS, E. S. 2015. Structural framework of the the Lagoa D’anta mine area, iron -manganese Urandi-Caetité-Licínio de Almeida District, Bahia, Brasil. Brazilian Journal of Geology, Geology, v. 45, p. 173-192 CORDANI U.G., IYER S.S., TAYLOR P.N., KAWASHITA K., SATO K. & MCREATH I. 1992. Pb-Pb, Rb-Sr, and K-Ar systematic of the Lagoa Real uranium province (south-central Bahia, Brazil) and the Espinhaço Cycle (ca. 1.5-1.0 Ga). J. South Am. Earth Sci., 1:33-46. CRUZ, S.C.P.; BARBOSA, J.S.F.; PEUCAT, J.J.; PAQUETTE, J.L. 2017. Quantas Sequencias Metavulcanossedimentares Pré-Estaterianas existem a oeste do Lineamento Contendas Mirante – In: XVI Simpósio Nacional de Estudos Tectônico/ X International Jacobina? Novos dados e correlações regionais. In: Symposium on Tectonics, Tectonics, Salvador-Ba. CRUZ, S.C.P. & ALKMIM, F.F. 2006. The tectonic interaction between the Paramirim Aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco Craton region, Easter Brazil. Brazil . Anais da Academia Brasileira de Ciências, 1: 151-173. CRUZ, S. C. P.; ALKMIM, P.; ALKMIM, F. F. ; LEITE, C. M. M. ; EVANGELISTA, H. J. ; CUNHA, J. C. ; MATOS, E. C. ; NOCE, C. M. ; MARINHO, M. M. 2007. Geologia e arcabouço estrutural do Complexo Lagoa Real. Revista Brasileira de Geociências, v. 37(4), p. 980-998, CRUZ, S.C.P.; BARBOSA, J.S.F.; J.S.F.; TEIXEIRA, L.; ALKMIM, F.F. ; PAQUETTE, J.L ; PEUCAT, J.J. 2015. O arco magmático sideriano-riaciano (2,324-2,050 ma) desenvolvido na margem continental Gavião, Bahia, Brasil. In: IX INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS. XV SIMPÓSIO NACIONAL DE ESTUDOS TECTÔNICOS. CD de Resumos Expandidos. CRUZ, S.P ; BARBOSA, J.S.F ; PINTO, M. S. ; PEUCAT, J.J ; PAQUETTE, J. L. ; SOUZA, J. S. ; MARTINS, V. S. ; CHEMALE JUNIOR, F. ; CARNEIRO, M. A. 2016. The Siderian-Orosirian magmatism in the Gavião Paleoplate, Brazil: U-Pb geochronology, geochemistry and tectonic implications. Journal of South American Earth Sciences. Sciences. DAMASCENO, G.C.; G.C.; MENEZES LEAL, A. B.; B.; BARBOSA, J. S. F.; CRUZ, S.C.P . 2010. Geologia, petrografia e geoquímica preliminar dos diques máficos da porção leste da folha Caetité (SD. 23 -Z-B-III). In: 45 Congresso Brasileiro de Geologia, Belém. 45 Congresso Barsileiro de Geologia. Belém: SBG, 2010. v. 1. p. 1-2. LOBATO, L. M.; PIMENTEL, M.; CRUZ, S. C. P.; Machado, N.; NOCE, C. M.; ALKMIM, F. F. 2015. U-Pb Geochronology of the Lagoa Real Uranium District, Brazil: Implications for the age of the uranium mineralization. Journal of South American Earth Sciences JCR Sciences JCR,, v. 58, p. 129-140-140. Press. 700p. RAMSAY J.G., HUBER M.I. 1987. The techniques of modern structural geology. London: Academic Press. SAWYER, E.W., 2008. Atlas 2008. Atlas of Migmatites, The Canadian Mineralogist . 371p. TURPIN, L., MARUÈJOL, P., CUNEY, M. 1988. U-Pb, Rb-Sr and Sm-Nd chronology of granitic basement, hydrotermal albitites and uranium mineralization, Lagoa Real, South Bahia, Brazil. Brazil. Contrib. Mineral. Petrol., 98: 139-147. VITORIA, R. S. Estudos Petrográfico e Geoquímico das Rochas Máficas do Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba, Folha Caetité (Sd-23-Z-B-Iii), Ba. 2014. Trabalho de Conclusão de Curso. (Graduação em Geologia) - Universidade Federal da Bahia, CNPq. Orientador: Simone Cerqueira Pereira Cruz. VITORIA, R. S.; CRUZ, S. C. P.; MENEZES LEAL, A. B. 2017. Caracterização de Rochas Metamáficas do Arco Magmático do Oeste da Bahia Situadas na Região entre Caculé e Ibitira, Bahia. In: XVI In: XVI Simpósio Nacional de Estudos Tectonics, Salvador-Ba. Tectônico/ X International X International Symposium on Tectonics,
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ANÁLISE ESTRUTURAL E PETROGRÁFICA DO COMPLEXO MÁFICO-ULTRAMÁFICO BARRA DO GAMELEIRA NA REGIÃO DE ALMAS-TOCANTINS Tassiane Pereira Junqueira¹; Marina Seraine Fernandes de Souza¹; Marco Antônio Caçador MartinsFerreira1 ¹Universidade de Brasília, Instituto de Geociências, Brasília, Brazil, email:
[email protected]
1. INTRODUÇÃO O presente trabalho reporta os dados obtidos em julho de 2016, durante o mapeamento geológico em escala 1:50.000, realizado por discentes de Trabalho Final de Graduação da Universidade de Brasília, denominado Projeto Almas. A área do projeto está inserida na região de Almas/TO, pertencente à folha Dianópolis (SC.23-Y-C), correspondendo a uma área de 1.536 km² (Figura 1).
Figura 1: Mapa de localização do Projeto Almas, com área total de 1.536 km². A região tem sido estudada desde a década de 1970 por diversos autores (Borges, 1980; Cruz & Kuyumjian, 1988), porém pouca ênfase foi dada às intrusões máficas e ultramáficas do Complexo Barra do Gameleira. Até os dias de hoje não existe um posicionamento definitivo quanto à idade desse magmatismo. Os dados aqui apresentados e sua interpretação visam contribuir para o preenchimento dessa lacuna no entendimento da evolução tectônica da porção norte do embasamento da Faixa Brasília.
2. METODOLOGIA A metodologia para o desenvolvimento do projeto foi dividida em três etapas: pré-campo, campo e póscampo, realizadas ao longo do ano de 2016. A etapa pré-campo consistiu, principalmente, na revisão bibliográfica, processamento de imagens de satélite e de dados geofísicos que auxiliaram durante as fases de mapeamento geológico-estrutural e posteriormente nas interpretações regionais. A etapa campo consistiu no mapeamento ao longo de perfis de caminhamento a fim de coletar dados para a confecção de mapas geológico e estrutural, e coleta de amostras com a finalidade de confecção de laminas delgadas para análise petrográfica e micro-estrutural. A etapa pós-campo consistiu na confecção e descrição de lâminas delgadas, que permitiram a caracterização microscópica das amostras coletadas e análise dos dados micro-estruturais, auxiliando em uma melhor interpretação da evolução tectônica da região.
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3. CONTEXTO GEOLÓGICO Em termos gerais, a região de Almas tem sido interpretada como embasamento da Faixa Brasília Setentrional. É composto por terreno do tipo TTG-Greenstone polideformado, de idade paleoproterozoica (Fuck et al., 2014) e encoberto, em discordância angular, pela sequência metassedimentar do Grupo Natividade, bacia gerada em contexto de rifteamento mesoproterozoico (Sabóia, 2009). O terreno greenstone é constituído pelo Grupo Riachão do Ouro, dividido em Formação Córrego do Paiol (sequência vulcânica basal) e Formação Morro do Carneiro (sequência Vulcano-sedimentar de topo). O Complexo Máfico-Ultramáfico tipo Barra do Gameleira ocorre intrudindo as unidades de TTG e o Grupo Riachão do Ouro e consiste em uma série de intrusões acamadadas formadas por metagabro, metaleucogabro, metatroctolito, meta-olivina-gabronorito, meta-olivina-gabro, metanorito, metadunitos, metapiroxenitos feldspáticos, peridotitos serpentinizados e serpentinitos (Correia Filho & Sá, 1980). 4. RESULTADOS Foram mapeados afloramentos representantes da base da câmara magmática, com a ocorrência de hornblenditos (Figura 2), assim como do topo da câmara, representada por rochas de maior grau de diferenciação, o que sugere a existência de uma certa diminuição na moda de minerais máficos à medida que se anda para leste da área
B
A
Figura 2. A) Hornblendito presente em afloramento da parte basal da intrusão do Complexo Máfico-Ultramáfico Barra do Gameleira (nicóis cruzados). B) Anortosito correspondente ao topo da intrusão do Complexo MáficoUltramáfico Barra do Gameleira (nicóis paralelos). Na parte central da área de estudo foi encontrado um corpo referente ao Complexo Máfico-Ultramáfico Barra do Gameleira com presença de gradação de minerais máficos para leste, interpretado como topo da câmara magmática da intrusão. A oeste deste corpo, encontram-se metagabros, compostos por cerca de 60 a 70% de hornblenda euédrica orientada. À medida que se aproxima da parte leste do corpo, os grãos de hornblenda ficam escassos, porém, ainda ocorrem como fenocristais em uma matriz rica em plagioclásio, rocha classificada como meta-leucogabro. No extremo leste do corpo, são encontradas rochas leucocráticas, com cerca de 85 a 90% de plagioclásio, classificadas como meta-anortositos. Tal mudança gradual de composição está relacionada com a diferenciação da câmara magmática. A porção basal desta câmara é exposta na parte norte da área, onde as rochas aflorantes tem composição máfica/ultramáfica. Nesse caso, não há diferenciação da câmara magmática, e não há mudança na composição da rocha. Localmente, é possível observar rochas do complexo intrudindo quartzitos da Formação Morro do Carneiro na forma de diques intercalados, conforme mostra a figura 3. O contato entre os metagabros e os anortositos do Complexo Máfico-Ultramáfico tipo Barra do Gameleira e os quartzitos da Formação Morro do Carneiro gera
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metamorfismo de contato, representado pela cristalização de quartzo na borda do quartzito e granulação fina dos metagabros/anortositos, causada pelo resfriamento rápido do corpo.
Figura 3. A) Afloramento mostrando intercalação entre quartzito da Formação Morro do Carneiro e Anortosito intrusivo B) Perfil esquemático interpretativo da ocorrência do Complexo Máfico-Ultramáfico Barra do Gameleira na porção central da área.
5. ANÁLISE DEFORMACIONAL A literatura aponta que os principais eventos tectônicos envolvidos na evolução do terreno estudado são: Colagem Riaciana, conhecido como Evento Transamazônico (Paleoproterozoico), Tafrogênese Estateriana (Mesoproterozoico) e Ciclo Orogenético Brasiliano (Neoproterozoico) (Cruz & Kuyumjian, 1988). Finalizado o Ciclo Transamazônico (2.2 - 2.0 Ga) há um período de quiescência tectônica que é interrompido por um evento tafrogenético que ocorreu durante a passagem do paleoproterozoico para o mesoproterozoico (Estateriano, 1.8-1.6 Ga). Tal evento não gerou subsidência mecânica na área de estudo, ocorrendo apenas subsidência termo-flexural que resultou em uma bacia tipo intracratônica, onde se depositaram os sedimentos do Grupo Natividade (Cruz & Kuyumjian, 1988). Após a deposição dos sedimentos do Grupo Natividade há um período de estabilidade tectônica, sendo interrompido no Neoproterozoico pelo início do Ciclo Brasiliano. Esse evento apresenta caráter compressivo em condições de fácies xisto verde com transporte de massa de oeste para leste, reativando estruturas geradas durante o Ciclo Transamazônico, além de dobrar e falhar rochas do Grupo Natividade. (Borges, 1993) Os dados estruturais coletados em campo indicam que o Complexo Máfico-Ultramáfico Barra do Gameleira foi deformado pelos eventos E1 (Colagem Riaciana) e E3 (Ciclo Brasiliano), porém, não são observadas em campo feições referentes a E2. Relacionadas a E1, são observadas a foliação S1 (mergulho em média de 80º para leste) e lineação de estiramento Lx1. E1 apresenta caráter dúctil a dúctil-rúptil e está associado a metamorfismo em fácies anfibolito (Figura 4). Quanto ao evento E3, as seguintes estruturas são observadas nas rochas do Complexo: S2, S3 e Lx 2. E 2 apresenta caráter dúctil-rúptil a rúptil e está associado a metamorfismo em fácies xisto verde a xisto verde baixo. As principais evidências de que E 3 apresentou um caráter rúptil são as fraturas e falhas tardias que ocorrem afetando as foliações S2 e S3.
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Figura 4: Leucogabro do Complexo Máfico-Ultramáfico Barra do Gameleira apresentando foliação S1, marcada por cristais orientados de hornblenda hornblenda metamórfica.
6. DISCUSSÃO E CONCLUSÃO O acamamento magmático observado em diferentes corpos permite a identificação desde dunitos (na base), rochas gabroicas (na porção intermediária) e anortositos (no topo), sendo que tal estratigrafia é observada em diferentes pequenos corpos em toda a área do Projeto Almas. Duas hipóteses são consideradas para explicar o acamamento magmático observado, mistura de magmas ou cristalização fracionada. A mistura de magmas é uma opção plausível se considerada a ocorrência de reinjeção de magma de composição diferente àquela já presente na câmara magmática. O resfriamento lento implica que primeiramente seriam cristalizados os minerais máficos e a medida que o magma se torna mais diferenciado os minerais félsicos se tornam a fase dominante. É observável um nível com bandas de composição intermediária entre as bandas de composição félsicas e máficas, o que pode corroborar com essa hipótese. A hipótese de resfriamento lento como o processo principal para a geração da câmara magmática acamadada foi a mais aceita, considerando a ausência de evidências de mixing de magmas foi um fator importante para se descartar a hipótese de reinjeção reinjeção magmática. O evento E2, apesar de presente na área de estudo, não foi identificado nas rochas observadas, provavelmente devido à superposição superposição do Ciclo Brasiliano Brasiliano (E3), que ocorre posteriormente e reaproveita as estruturas de E2 gerando zonas de cisalhamento principalmente nas bordas do corpo. Além disso, o E2 está relacionado a movimentos distensivos, onde não há geração de foliação regional expressiva e o metamorfismo é insipiente. Os dados apresentados indicam que o complexo Máfico-Ultramáfico Barra do Gameleira intrudiu i ntrudiu as rochas do embasamento, Grupo Riachão do Ouro e TTG´s anteriormente ao evento Transamazônico, já que é afetado por metamorfismo em fácies anfibolito, exibindo foliações S1 marcadas por anfibólios metamórficos. Dessa forma o estudo permite inferir a idade mínima do evento magmático do Complexo Barra do Gameleira em 2.0 G.a, idade do pico metamórfico da Colagem Riaciana. O metamorfismo de contato gerado pelos diques do Complexo Gameleira nos quartzitos da Fm. Morro do Carneiro não deixa dúvidas que o magmatismo máfico-ultramáfico é posterior à essa formação, de modo que essa sequência sedimentar, também ainda de idade incerta, deve ter sido depositada também anteriormente a 2.0 Ga. BIBLIOGRAFIA
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ANÁLISE DE PARÂMENTROS ESTRUTURAIS E GEOMECÂNICOS EM ROCHAS SILICICLÁSTICAS Igor Vinícius Lima Silva 1, Cayo César Cortez Pontes 2, Francisco Cézar Costa Nogueira3, Tiago Siqueira de Miranda4, Jorge André Braz de Souza5, Bruno Raphael Barbosa Melo de Carvalho6. 1Universidade Federal de Campina Grande,
e-mail:
[email protected]; 2Universidade Federal de Campina Grande, email:
[email protected];
[email protected]; 3Universidade Federal de Campina Grande, e-mail:
[email protected];
[email protected]; 4Universidade Federal de Pernambuco, e-mail:
[email protected]; 5Centro de Pesquisas da PETROBRAS , e-mail:
[email protected];
[email protected]; 6Centro de Pesquisas da PETROBRAS, e-mail:
[email protected].
[email protected].
1. INTRODUÇÃO A caracterização estrutural e geomecânica é essencial quando se deseja entender a migração, acúmulo e fluxo de fluidos em reservatórios afetados por estruturas rúpteis, como Bandas de Deformação (BD) (Aydin, 1978). Para a descrição de tais estruturas é necessário buscar alguns parâmentros como orientação dessas estruturas e a quantificação de características como relação de interseção, cinemática, frequência, característica de preechimento e espessura. Considerando a importância e necessidade da caracterização de tais estruturas, a Bacia do Rio do Peixe (BRP) se constitui em um excelente laboratório para o entendimento da relação entre BD afetando as propriedades físicas de unidades unidades siliciclásticas. siliciclásticas. Estudos recentes reconhecem que tais estruturas rúpteis podem afetar diretamente o comportamento geomecânico dos reservatórios, além de reconhecer que BD podem agir como barreiras hidráulicas (Parnell et ., 2004). Tal comportamento vem ocasionando al., 2004) ou condutos para o fluxo dos fluidos (Parry et al ., pesquisas sobre o comportamento comportamento estrutural, geomecânico geomecânico e petrofísico de tais estruturas. O presente trabalho tem como objetivo compreender o controle das BD sobre depósitos siliciclásticas da Formação Antenor Navarro, e como elas afetam as propriedades físicas dessas rochas. 2. ASPECTOS GEOLÓGICOS A BRP (Figura 1) está localizada no extremo oeste da Paraíba, com extensão de aproximadamente 1315 2 km . Faz parte de um conjunto de bacias sedimentares que tiveram sua origem a partir do preenchimento de depressões geradas pela separação dos continentes Africano e Sul-americano, entre o Neocomiano e o Barrimeano (Nogueira et al . 2015). A BRP é subdividida em três sub-bacias de oeste para leste, são elas: Brejo das Freiras, Sousa e Pombal (Ponte et al., 1991). Conforme Françolin et al.(1994) as principais falhas que afetam e delimitam essas sub-bacias, sendo: Portalegre, a leste da sub-bacia de Brejo das Freiras; Malta à sul da sub bacia de Sousa e a Rio Piranhas, a leste da sub-bacia sub-bacia de Pombal.
Figura 1: Mapa geológico da Bacia Rio do Peixe. Modificado de Silva (2009)
A BRP foi estratigraficamente dividida por Françolin et al. (1994) da base para o topo, nas Formações Antenor Navarro, Sousa e Rio Piranhas. De acordo com Sénant & Popoff (1989), Lima Filho (1991) e Carvalho & Melo (2012) a Formação Antenor Navarro é composta de conglomerados e arenitos grossos arcosianos. A Formação Sousa é caracterizada pela presença de folhelhos e siltitos, além de intercalações de níveis
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carbonáticos e presença de fósseis. A Formação Rio Piranhas é composta por conglomerados e arenitos grossos intercalados com siltitos e argilitos.
3. METODOLOGIA A etapa inicial consistiu em visitas de campo na área de interesse, que está contida na Formação Antenor Navarro, composta predominantemente predominantemente por arenitos conglomeráticos. Neste Neste área selecionada para o estudo, onde foram identificadas BD, foram aplicados métodos para a obtenção de parâmetros estruturais e geomecânicos como os scanlines perfis geomecânicos. Em campanhas de campo foi utilizado o método de varredura proposto por Marrett et al . (1999) e Ortega et al . (2006) denominada de scanlines. Essa técnica consiste em linhas (Figura 2), com distância pré estabelecida, onde são medidos atributos estruturais como: espaçamento entre bandas, espessura, orientação, tipo de banda, preenchimento e relações de interseção. Para a medida de espessura das bandas foi utilizada um comparador de abertura, que foi desenvolvido por Ortega et al. (2006), o comparador é graduado em escala e possui valores espaçados espaçados entre 0,05 e 5 mm. As direções de bandas foram foram obtidas utilizando bússola. Nos mesmos locais onde foram realizados os scanlines foram realizador perfis geomecânicos utilizando o Schmidt Hammer do do tipo L, a fim de obter o grau de coesão das rochas. Para a metodologia adotada foram medidos valores de resistência em cima das BD e entre as BD. Em cada um dos locais onde houve aquisição dos valores de rebote, foram realizadas cinco medidas e calculou-se a média das mesmas para chegar ao valor final de resistência a compressão uniaxial (UCS).
Figura 2: Localização dos scanlines a partir do imageamento feito por drone.
4. RESULTADOS No Perfil 1, a espessura mínima encontrada foi f oi de 0,215 mm com uma frequência de 1,44 bandas por metro e uma espessura máxima de 61 mm com uma frequência de 0,035. Já no Perfil 2 a espessura mínima foi de 0,14 mm com uma frequência de 4,36 bandas por metro e a máxima 210 mm com frequência de 0,22 bandas por metro, enquanto que no Perfil 3 obteve-se uma espessura mínima de 0,215 mm com frequência de 3,33 bandas por metro e espessura máxima máxima de 10 mm e frequência de 0,16 bandas por metro (Figura 3).
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Figura 3: Gráficos da frequência acumulativa das bandas de deformação por espessura das bandas dos Perfis 1,2 e 3, respectivamente.
Para cada gráfico foi gerada uma lei de potência pela qual foram obtidas as funções representadas na Figura 3, a partir das quais é possível prever as frequências de cada um dos pontos a partir dos valores de espessura. Ao longo das linhas de varredura foram obtidos 3 sets de deformação sendo eles N-S, NW-SE, EW, e NE-SW. Porém com uma direção preferencial E-W. (Figuras 4 D, E e F). Nas figuras 4 (A, B e C) é contabilizada a distribuição do número de bandas pelas distâncias; os intervalos de distância onde possuem os maiores picos são as regiões de maiores concentrações de bandas de deformação, que correspondem às zonas de clusters, que são zonas de alta taxa de deformação.
Figura 4: (A) Gráfico de número de bandas versus Distância do Perfil 1. (B) Gráfico de número de bandas versus Distância do Perfil 2. (C) Gráfico de número de bandas versus Distância do Perfil 3. (D) Diagrama de rosetas das direções das bandas de deformação ao longo do Perfil 1. (E) Diagrama de rosetas das direções das bandas de deformação ao longo Perfil 2. (F) Diagrama de rosetas das direções das bandas de deformação deformação ao longo do Perfil 3.
Nos perfis geomecânicos 1, 2 e 3, os valores médios de UCS obtidos para a zona com presença de bandas de deformação e para a zona de dano sem a presença de BD foram de 11,6 Mpa e 10,4 Mpa para 1, 19,72 Mpa e 9,5 Mpa para 2 e de 17,36 Mpa e 14,93 Mpa para 3, respectivamente (Figura 5).
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Figura 5: Gráficos de Resistência a compressão uniaxial (UCS)
versus Distância dos perfis 1, 2 e 3.
4. CONCLUSÕES A partir dos scanlines foi possível inferir que as BD de menor espessura sempre possuem uma maior frequência com relação às de maior espessura. Isso pode estar relacionado com a intensidade de deformação, já que as bandas de menor espessura se formam com uma menor taxa de deformação e precisariam de menos energia para sua formação que BD mais espessas. Além disso, é possível inferir que BD atuam diretamente no aumento da UCS. Tal característica é evidenciada pelos maiores valores de UCS obtidos pontualmente em cima das BD, quando comparadas a pontos que não apresentam tais estruturas. Por fim, é possível inferir que BD alteram as características físicas iniciais da rocha. À medida que a deformação aumentar, maior será o número de BD, conferindo maiores valores de resistência à rocha, tendo em vista que tais estruturas geram aumento de sua resistência da rocha deformada. Agradecimentos: Os autores agradecem a Petrobrás pelo financiamento do projeto TC nº 0050.0096065.15.9; Ao grupo de estudos em exploração petrolífera (GEEP) em associação com a Universidade Federal de Campina Grande-PB.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS AYDIN, A. (1978) Small faults formed as deformation bands in sandstone. Pure and Applied Geophysics 116, 913 e 930. CARVALHO, I.S. & MELO, J. H. G. (2012). Bacias Interiores do Nordeste. Chapada do Araripe. In: Geologia do Brasil, Edition: 1st, Chapter: Bacias Interiores do Nordeste, Publisher: BECA, pp.502-509. FRANÇOLIN, J. B. L.; COBBOLD, P. R.; SZATMARI, P (1994). Faulting in the Early Cretaceous Rio do Peixe basin (NE Brazil) and its significance significance for the the opening of the the Atlantic. Journal of Structural Geology, v. 16, n. 5, p. 647 647 – 661. 661. LIMA FILHO, M.F (1991). Evolução tectono-sedimentar tectono-sedimentar da Bacia do Rio do Peixe - PB. Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Pernambuco. Recife. MARRETT, R., ORTEGA, O., KELSEY, C. (1999). Extent of power law scaling for natural fractures in rock. Geology, 27(9), 799-802. NOGUEIRA, F. C. C. et al (2015). Cretaceous Cretaceous intracontinental intracontinental rifting and post-rift inversion in NE Brazil: Insights Insights from the Rio do Peixe Basin. Tectonophysics, v. 644, p. 92 – 107. 107. ORTEGA, O.J., MARRETTT, R.A., LAUBACH, S.E. (2006). A scale-independent approach to fracture intensity and average spacing measurement. AAPG Bulletin, 90(2), 193 – 208. 208. PARNELL, J., WATT, G. R., MIDDLETON, D., KELLY, J., BARON, MART IN. (2004) Deformation Band Control on Hydrocarbon Migration. Journal of Sedimentary Research. Vol. 74. 4. p. 552 – 560. 560. PARRY, W. T; CHAN, M. A.; BEITLER, B. (2004) Chemical bleaching indicates indicates episodes of fluid flow in deformation bands in sandstone. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, vol. 88, p. 175 – 91. 91. PONTE, F. C.; HASHIMOTO, A. T.; DINO, R (1991). Geologia das bacias mesozoicas mesozoicas do interior do Nordeste do Brasil. Petrobrás/CENPES/DIVEX; SEBIPE, Relatório Interno. SENANT, J. & POPOFF, M (1989). Les bassin du Rio do Peixe (NE Brésil): extension intracontinentale crétacée et réativation desgrands cisaillements ductiles pan-africains. Paris: Comptes Rendus de l’Académie de Sciences, n. 308, série II,p. 1613-1619.
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RELAÇÃO ENTRE FALHAS E BANDAS DE DEFORMAÇÃO NO ARENITO ILHAS, BACIA DO TUCANO-NE DO BRASIL Ricardo de Souza Rodrigues1, Fernando César Alves da Silva 1,2 1
Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica - PPGG. Universidade Federal do Rio Grande do Norte, e-mail:
[email protected] [email protected] 2 Departamento de Geologia. Universidade Federal do Rio Grande do Norte, e-mail:
[email protected] e-mail:
[email protected]
INTRODUÇÃO O presente trabalho aborda a análise estrutural macroscópica das bandas de deformação e falhas desenvolvidas em arenitos porosos do Grupo Ilhas (Bacia do Tucano). Esse estudo realizado entre a região limítrofe das sub-bacias Tucano Central e Norte remete à caracterização cinemática e geométrica das estruturas supracitadas, bem como a relação evolutiva entre essas. O entendimento de como as bandas de deformação e falhas se formaram e desenvolveram ao longo do tempo geológico possibilita uma melhor compreensão sobre a evolução tectônica da Bacia do Tucano, assim como também se essas estruturas exerceram algum controle na migração e/ou acúmulo de hidrocarbonetos. ESTADO DA ARTE Em rochas com pouco ou nenhuma porosidade a deformação é registrada pela nucleação de fraturas, em uma fase inicial, que podem evoluir para a formação de falhas com a progressão da deformação. Em arenitos porosos, entretanto, a deformação pode se manifestar através do desenvolvimento desenvolvimento de estreitas zonas tabulares de deformação localizadas que exibem pequenos deslocamentos denominadas de bandas de deformação (Aydin, 1978). Essas estruturas podem se formar em diversos cenários tectônicos (Fossen et al. 2007). A nucleação de falhas em arenitos porosos ocorre tipicamente devido o strain harding promovido por clusters (Aydin, 1978), embora outros autores (Fossen & Hesthammer, 1997) consideram a formação destas estruturas como sendo produto do aumento progressivo progressivo do deslocamento ao longo do plano plano das Bds, gerando as denominadas bandas bandas de deformação falhadas (Faulted deformation deformation bands). Em arenitos porosos, porosos, as Bds ocorrem como uma estrutura estrutura individual (single) ou como conjunto delas (clusters), desenvolvidas em reposta ao tipo de mecanismo deformacional atuante. O fluxo granular, cataclástico, phyllosilicate smearing e dissolução e cimentação, são os principais mecanismos associados a formação das Bds, os quais promovem a geração, respectivamente, de bandas de desagregação, cataclástica, cataclástica, filossilicáticas e solução e cimentação cimentação (Fosse et al. 2007). O estudo dessas estruturas apresenta uma importância de caráter científico e econômico, uma vez que podem contribuir para o entendimento da da evolução geodinâmica de uma bacia sedimentar, bem como sobre sobre o seu papel na compartimentação de reservatórios reservatórios de hidrocarbonetos. hidrocarbonetos. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL A Bacia do Tucano (BT) é parte integrante do rifte intracontinental Juro-Cretáceo abortado, denominado Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ). A BT que representa a porção central do RTJ, compreende o conjunto de três sub-bacias (Tucano Sul, Central e Norte) configuradas em semigrabens com orientação N-S a NNE-SSW. A BT exibe uma mudança na polaridade de mergulho de suas falhas de borda na transição entre as sub-bacias Tucano Central e Norte que permutam de WNW para ESE. Este trabalho foi desenvolvido na sub-bacia de Tucano Norte. A estratigrafia da BT é descrita em forma de três superssequências (Costa et al. 2007): Pré-rifte NeoJurássica (Grupo Brotas e parte do Santo Amaro, Formação Itaparica); Rifte Eo-Cretácica (Grupo Santo Amaro Formação Candeias, Ilhas e Massacará) e Pós-rifte (Formação Marizal). Alguns trabalhos (Destro et al. 2003; Costa et al. 2003) sugerem que a formação BT ocorreu em resposta a um campo trativo NW-SE, sendo possível identificar um binômio de pares conjugados de bandas de deformação consonante a esta interpretação.
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ASPECTOS MACROSCÓPICOS DAS BANDAS DE DEFORMAÇÃO E FALHAS RELACIONADAS As falhas da área de trabalho são facilmente reconhecíveis nas fotografias aéreas, destacando-se na topografia como estreitas faixas retilíneas de relevo positivo (Figura 1) podendo ter cinemática normal, normal oblíqua, transcorrente e, menos comumente, inversa, indicando que a área teve uma deformação mais complexa que a habitualmente colocada na literatura. Pelo menos dois sistemas são facilmente identificados em fotografias aéreas, sendo um NE-SW, mais importante, representado por segmentos maiores e outro variando de NS a NNW-SSE, com segmentos mais curtos (Figura 1). As falhas NE-SW mais importantes exibem cinemática normal (às vezes oblíqua normal). Em detalhe estas estruturas exibem um conjunto de planos bem definidos, geralmente com estrias bem desenvolvidas, denotando sua origem a partir de clusters de bandas de deformação (Figura 2).
Figura 1- Fotografia aérea mostrando dois sistemas de falhas na sub-bacia de Tucano Norte. Sistemas de falhas NE, mais desenvolvido e NS (NNW-SSE) representado por segmentos mais curtos, ambos relacionados com o desenvolvimento de bandas de deformação.
Figura 2 – Exemplo de falhas associadas a bandas de deformação. A) Falha normal de trend NE, mostrando conjunto de planos paralelos relacionados a zona de banda de deformação. (B) Detalhe do plano de falha normal, contendo estria de alto rake bem desenvolvida em arenito grosso do Grupo Ilhas
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As Bds, singles ou clusters exibem orientação predominante N-S (a NNW-SSE) e NE-SW com espessuras e comprimentos variáveis (centímetro a métrico). Estas estruturas são principalmente do tipo cisalhante, com a cataclase sendo o principal mecanismo de formação, indicando formação tarde ou pós litificação das rochas hospedeiras. Entretanto, bandas desenvolvidas em estágios pré a sin litificação também são identificadas, marcadas por um comportamento hidrodúctil (ductilidade dada pela existência de água no sistema de sedimentos ainda não litficados) destas estruturas. As bandas podem estar relacionadas a falhas de diferente cinemática, normal (Figuras 1 e 2), transcorrente (Figuras 3A, 3B e 3C) e, menos frequente, inversa. Ao longo de toda a área é possível discriminar sistemas de Bds associados a movimentos transcorrentes, com cinemática sinistral (geralmente NE-SW) e dextral (geralmente NS) cuja orientação e relação de corte mútuo indicam a existência de um par conjugado (Figuras 3B e 3C).
CONCLUSÃO Os arenitos porosos da Formação Ilhas da Bacia de Tucano Norte hospedam uma série de falhas e bandas de deformação. A caracterização macro e microscópica (esta última não abordada aqui) destas estruturas pode contribuir para revelar grande parte da história deformacional da bacia. Bandas de deformação individuais podem evolui para clusters e estes para falhas (Figura 3D) que, por sua vez, podem gerar novas Bds na sua zona de danos, criando estruturas por vezes mais complexas. Um cenário simplificado pode ser estabelecido, com falhas normais NE-SW e o desenvolvimento de um binário com bandas conjugadas dextrais NS e sinistrais NESW criados sob um campo deformacional com distensão NW-SE. Entretanto, planos de falhas normais com duas estrias, de orientação distinta, e zonas de bandas com mesma orientação e cinemáticas distintas (além do par conjugado) não se enquadram neste cenário e atestam uma deformação polifásica complexa desta bacia que nossos estudos em progresso visa desvendar.
Figura 3 – Estruturas relacionadas a movimentação transcorrente. A) Plano de falha NE-SW com estria subhorizontal. B) Cluster de Bds NE-SW com movimentação sinistral afetando cluster de trend NS e cinemática dextral. C) Cluster de Bds de trend NS deslocando dextralmente os clusters NE-SW. D) Coexistência de bandas single, cluster e falha normal.
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REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS AYDIN, A. 1978. Small faults formed as deformation bands in sandstone. In: BYERLEE, J. D & WYSS, M. (eds) Rock Friction and Earthquake Prediction. Birkhaeuser, Basel, 913-930. FOSSEN, H. & HESTHAMMER, J. 1997. Geometric analysis and scaling relations of deformation bands in porous sandstone from the San Rafael Desert, Utah. Journal of Structural Geology; 19: 1479-1493. DESTRO, N.; ALKMIN F. F.; MAGNAVITA, L. P.; SZATMARI, P. The Jeremoabo Transpressional Transfer Fault, Reconcavo-Tucano Rift, NE Brazil. Journal of Structural Geology, v. 25, p. 1263-1279, 2003. COSTA, P.R.C; JARDIM DE SÁ, E.F; GUEDES, I.M.G; ALVES DA SILVA; F.C. 2003. Caracterização estrutural da área Serra do Letreiro, oeste da cidade de Jeremoabo (NE da Bahia). Revista de geologia, 16: 49-60. COSTA, I.P.; BUENO, G.V.; MILHOMEM, P.S.; SILVA, H.S.L. E; KOSIN, M.D. 2007. Sub-bacia de Tucano Norte e Bacia de Jatobá. Boletim de Geociências da Petrobras, v. 15, n. 2, p. 445-453. FOSSEN, H.; SCHULTZ, R. A.; SHIPTON, Z. K. & MAIR, K. (2007). Deformation bands in sandstone: a review. Journal of the Geological Society, London, Vol. 164, pp. 755–769.
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INFLUÊNCIA DE BANDAS DE DEFORMAÇÃO NOS ASPECTOS TEXTURAIS (2D) E DE POROSIDADE EM ROCHAS SILICICLÁSTICAS Mello G.R.A.1, Silva A.S.1, Souza F.M.1, Nogueira F.C.C.1, Soares J.A.1, Sousa J.A.B.2, Carvalho B.R.B.M.2 1 Universidade Federal de
Campina Grande, e-mail:
[email protected]. 2CENPES/Petrobras S.A.
1.INTRODUÇÃO Aydin (1978) definiu o termo bandas de deformação como estruturas planares que ocorrem comumente em arenitos porosos. Essas reduzidas faixas deformacionais modificam, localmente, as propriedades petrofísicas de rochas reservatório, como porosidade e permeabilidade. A redução da porosidade e da permeabilidade nas bandas de deformação, em comparação com o arenito não deformado, geralmente é vista como uma barreira na migração e acúmulos de fluidos em reservatórios, sejam estes de água, óleo ou gás (Antonellini et al., 1994; Holcomb et al., 2007; Faulkner et al., 2010). As características internas das bandas de deformação tem potencial para mudar as condições do reservatório, afetando assim a escolha das melhores estratégias para produção de óleo e gás (Fisher e Knipe, 2001; Hesthammer e Fossen, 2001; Ogilvie e Glover, 2001). Alguns fatores são de suma importância no processo de formação e desenvolvimento de bandas de deformação, sendo estes os ambientes tectônicos, a pressão confinante (relacionado a profundidade de soterramento), grau de litificação da rocha hospedeira, pressão de fluido dos poros, mineralogia da rocha hospedeira, tamanho, formato e selecionamento dos grãos (Fossen et al., 2007). Ao se tratar sobre mineralogia das bandas, pode-se afirmar que a composição mineralógica da mesma é igual a da rocha hospedeira que lhe cerca, porem com grãos muito menores em área e diâmetro (Aydin et al., 1978). Essa diminuição acarreta um aumento na área de contato entre os grãos, preenchendo poros que antes não podiam ser preenchidos, consequentemente reduzindo a porosidade da rocha (Aydin et al., 1978). Desenvolvimentos recentes em análise e processamento de imagem digital indicam esta técnica como uma metodologia promissora para caracterização de partículas (Đuriš et al.,2016). A determinação da forma de partículas através de métodos assistidos de computadores é de uma grande utilidade, pois reduz consideravelmente o tempo de medição de propriedades das rochas (Fernlund et al.,2005). Apesar da análise de imagem proporcionar dados exatos para parâmetros relacionados ao tamanho e formato da partícula, o método possui muitas fontes de erro e incerteza nos resultados, tais como a qualidade da imagem e a orientação das partículas iriam influenciar nos parâmetros de tamanho e forma dos grãos (Đuriš et al.,2016). Entretanto, comparando com o método indireto de peneiramento, onde o tamanho das partículas é medido indiretamente através da quantificação de fração por intervalo, a análise de imagem fornece informações exatas, além de outras propriedades que podem ser analisadas no desenvolvimento da pesquisa (Tafesse et al., 2012). A análise de imagem em amostras com bandas de deformação demonstra de maneira simples e moderna os efeitos da banda nas propriedades da rocha, possibilitando a obtenção de resultados em pequenos intervalos de tempo. Para o desenvolvimento deste estudo foram coletadas e analisadas quatro amostras da Bacia Rio do Peixe, sendo uma delas sem banda de deformação e outras três com bandas de deformação, para a análise das mesmas no software Avizo 8.1 e a respectiva comparação das diferenças entre suas propriedades. Portanto, o objetivo deste trabalho é identificar os efeitos causados por bandas de deformação no tamanho de poros, grãos e porosidade 2D de arenitos conglomeráticos deformados por eventos tectônicos distintos na Formação Antenor Navarro (BRP). 2.CONTEXTO GEOLÓGICO A Bacia Rio do Peixe (BRP) é uma bacia interior de grande importância no nordeste brasileiro, pertencendo a um grupo de bacias eocretáceas sobrepostas ao embasamento pré-cambriano da Província da 81
Borborema, onde estas associam-se ao rifteamento que moldou a atual margem continental do nordeste brasileiro (Córdoba et al.,2008). Dentre os modelos tectônicos propostos para gênese das bacias interiores (Szatmari et al., 1987; Conceição et al., 1988; Sénant & Popoff, 1991; Ponte & Ponte Filho 1996, p.ex.), os autores definem o chamado trend Cariri-Potiguar, demarcando um eixo de rifteamento de direção NE-SW e idade neocomiana a barremiana, como sendo a principal estruturação responsável pela abertura e evolução destas bacias. Pode-se descrever resumidamente a BRP como sendo constituída por três semi-grabens basculados para sul, retratados pelas sub-bacias de Brejo das Freiras, Sousa e Pombal, controlados respectivamente por três falhas principais: Portalegre, Malta e Rio Piranhas (Sénant & Popoff, 1991; Françolin et al., 1994). Estas sub bacias são compostas por rochas sedimentares de origem terrígenas a partir do Cretáceo Inferior, representados pelas formações, do topo para base, Rio Piranhas, Sousa e Antenor Navarro. Segundo Córdoba et al (2007), a Formação Antenor Navarro contém conglomerados e arenitos arcosianos grossos associados a arenitos médios a finos, intercalados com siltitos e argilitos, enquanto a Formação Sousa contém predominantemente folhelhos e siltitos avermelhados, delgadas lentes de calcário e intercalações de arenitos finos a grossos, por fim a Formação Rio Piranhas é composta por arenitos grossos a conglomeráticos, com intercalações de siltitos e argilitos avermelhados.
3.METODOLOGIA Foram selecionadas 4 amostras de arenito conglomerático da Formação Antenor Navarro (BRP). Das amostras selecionadas extraiu-se lâminas delgadas de seção polida. Com auxílio de microscópio óptico com câmera acoplada, as lâminas foram fotografadas gerando imagens com tamanho de pixel entre 4 e 6,5 µm. A porosidade e dimensões de grão e poros foram obtidos através de análise bidimensional (2D) de imagens, em escala de cores no padrão RGB, no software AvizoFire 8.1. O procedimento realizado compreende a combinação de tons vermelho, verde e azul para alcançar a seleção perfeita dos grãos ou poros na região de interesse. Resumidamente, o tratamento das imagens no AvizoFire 8.1 é iniciado com a seleção da região de interesse em determina da imagem, esta região é segmentada por meio da combinação das cores do padrão RGB, que variam de 0 a 255. Para remover o excesso da segmentação e reduzir o contato entre grãos, facilitando a posterior separação dos grãos, aplica-se um filtro de erosão. Visando preencher os espaços vazios internos dos grãos aplica-se um filtro de remoção de vazios. Para resultados mais precisos é necessário remover os efeitos de borda, ou seja, grãos incompletos que são cortados quando a região de interesse é selecionada. A etapa final do tratamento de imagem consiste na individualização dos grãos, e a partir disso é possível aplicar ferramentas de contagem e mensuração das partículas. Para este trabalho foram medidos diâmetro equivalente e área de poros e grãos, bem como a porosidade 2D das amostras. Para o cálculo da porosidade os poros representados pela coloração azul são segmentados. Após a seleção dos poros,aplica-se a ferramenta Material Statistics , a mesma realiza a contagem de pixels dos poros (selecionados durante a segmentação) e a contagem pixels restantes, ou seja, a parte não segmentada. Dessa forma a porosidade da amostra pode ser medida de acordo com a Equação 1: (Eq. 1) Onde Cp representa a contagem de pixels dos poros, enquanto Ce refere-se a contagem do material excluindo os poros.
4.RESULTADOS Para a análise proposta foram selecionadas 4 amostras de arenitos conglomerado, ND, NW, NE e EW. A amostra ND não apresenta bandas de deformação, as outras amostras possuem bandas de deformação com orientação definida, conforme Tabela 1.
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Tabela 1: Descrição das amostras selecionadas
Amostra
Observações
ND
Coletada em zona de dano de falha, mas sem presença de bandas n a amostra.
NW
Amostra com banda de deformação formada em evento transcorrente com direção NW
NE
Amostra com banda de deformação formada em evento transtensivo com direção NE
EW
Amostra com banda de deformação formada em evento distensivo com direção EW
Através dos dados obtidos observa-se que o tamanho de grãos de todas as amostras está no intervalo de 5 a 3286,59µm, enquanto o tamanho de poros varia de 5 a 1160,92 µm. Valores abaixo de 4 µm não foram analisados. Os maiores valores médios de tamanho de grãos, 102,95 µm e 71,37 µm, são referentes as amostras EW e ND respectivamente, enquanto os menores valores médios de grãos são 23,21 µm e 42,12 µm para as amostras NW e NE respectivamente. A amostra EW pertence a um sistema puramente distensivo, onde esta foi o evento percurssor da formação destas estruturas. A distensão promove na rocha poucas mudanças nos valores de diâmetro médio dos grãos e dos poros. As amostras NE e NW pertencem a sistemas transtensivo e transcorrente puro respectivamente. A transcorrência imprime na rocha uma redução no tamanho dos grãos devido ao contato entre estes quando submetidos a tensão atuante. O material gerado no contato dos grãos, fica alojado nos poros presentes na amostra, reduzindo assim o diâmetro médio dos poros por consequência. A presença de bandas de deformação reduz o tamanho dos grãos da rocha quando comparada a rocha hospedeira, logo a amostra ND, sem efeito de bandas de deformação, possui a menor concentração de grãos pequenos (até 250 µm), a porcentagem de área ocupada por grãos pequenos na imagem analisada é menor que todas as outras amostras. Em contrapartida, a amostra NW possui maior porcentagem de área ocupada por grãos menores, além da presença de banda de deformação, devido a sua formação está associada a um evento transcorrente puro, promovendo a quebra de grãos maiores e tornando-se grãos menores. Em relação ao tamanho médio de poros as amostras ND e EW apresentam os maiores valores médios, 17,76 µm e 18,48 µm respectivamente, e como esperado possuem os maiores valores de porosidade, 12% para a ND, enquanto a amostra de direção EW apresenta 9% de porosidade. Os menores valores de tamanho médio de poros e porosidade são referentes as amostras NW e NE, sendo respectivamente 0,45% e 2,55% para porosidade e 13,65 µm e 10,42 µm para tamanho médio de poros. Observa-se que a redução do tamanho dos grãos resulta igualmente na redução do tamanho de poros, e consequentemente no decréscimo da porosidade. A maior evidência deste processo é encontrada na amostra NW, devido a esta ter sido submetida a transcorrência pura, reduzindo assim o tamanho dos poros devido ao material gerado no processo está preenchendo os poros. Isto ocorre, pois os grãos de menor tamanho gerados pela cominuição dentro da banda de deformação, tendem a ocupar espaços que antes pertenciam a grandes poros. Após o mecanismo de formação da banda de deformação, a rocha apresenta um novo rearranjo e distribuição dos grãos, aumentando a má seleção dos grãos, geralmente essa má seleção provoca a redução de porosidade nas amostras. Os valores de tamanho de poros e porosidade podem nos revelar a intensidade de atuação das bandas de deformação nas amostras, pois aquelas que sofreram uma maior redução desses parâmetros possuem uma intensidade maior de deformação, observa-se que a NW foi a amostra mais afetada.
5.CONCLUSÃO A partir das análises realizadas podemos concluir que os menores valores de porosidade, de tamanho médio de poros e de tamanho médio de grãos pertencem as amostras NW e NE, devido a estas estarem associado a eventos de transcorrência durante sua formação, enquanto os maiores valores dessas três propriedades estão nas amostras EW e ND, onde a presença do mecanismo de distensão imprime na rocha esse comportamento. Em consequência desses dados, podemos afirmar que as bandas de deformação tiveram uma atuação mais intensa nas direções NW e NE, resultando no processo de cataclase e cominuição dos grãos, reduzindo seu tamanho médio, o que permite a ocupação de poros não antes ocupados, reduzindo o tamanho médio dos poros e a porosidade. Agradecimentos: Os autores agradecem ao convênio PETROBRAS/UFCG TC 0050.0057323.10.9, coordenado pelo Prof. José Agnelo Soares e ao convênio PETROBRAS/UFCG TC 0050.0096065.15.9, coordenado pelo Prof. Francisco Cézar
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Costa Nogueira pelo financiamento das atividades desenvolvidas neste trabalho, à PETROBRAS pela permissão para a publicação destes resultados.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ARAÚJO NETTO, J.M. 2011. Caracterização meso e microscópica de bandas de deformação em arenitos porosos: um exemplo nas tectonossequências Paleozóica, Pré- e Sin-rifte da Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil, Dissertação de Mestrado. PPGG/UFRN. AYDIN, A. 1978. Small Faults Formed as Deformation Bands in Sandstone, Pure and Applied geophysics, Vol. 116 CÓRDOBA, V.C., ANTUNES, A.F., JARDIM DE SA, E.F., SILVA, A.N., SOUSA, D.C., LINS, F.A.P.L. 2008. Análise estratigráfica e estrutural da Bacia do Rio do Peixe, Nordeste do Brasil: integração a partir do levantamento sísmico pioneiro 0295_RIO_DO_PEIXE_2D. Boletim de Geociências da Petrobrás. v. 16, n. 1, p. 53-66. ĐURIŠ, M., ARSENIJEVIĆ, Z., JAĆIMOVSKI, D., RADOIČIĆ, T.K. 2016. Optimal pixel resolution for sand particles size and shape analysis, Powder Technology302 177 – 186. FERNLUND, J.M.R. 2005. Image analysis method for determining 3-D shape of coarse aggregate, Cement Concrete Research, 35 1629 – 1637. FRANÇOLIN, J.B.L., COBBOLD, P.R., SZATMARI, P. 1994. Faulting in the Early Cretaceous Rio do Peixe basin (NE Brazil) and its significance for the opening of the Atlantic. Journal of Structural Geology, Vol. 16, No.5, pp. 647-661. PONTE, F.C. & PONTE FILHO, F.C. 1996. Estrutura geológica e evolução tectônica da Bacia do Araripe, Recife, PE, DNPM/DMME (Pernambuco e Ceará). SÉNANT, J., POPOFF, M. 1991. Early Cretaceous extension in northeast Brazil related to the South Atlantic opening Tectonophysics, p. 35-46. SZATMARI, P., FRANÇOLIN, J.B.L., ZANOTTO, O., WOLFF, S. 1987. Evolução tectônica da margem equatorial brasileira. Revista Brasileira de Geociências, v.17, n.2, p. 180-188. TAFESSE, S., FERNLUND J.M.R., BERGHOLM F. 2012. Digital sieving-Matlab based 3-D image analysis, Engineering Geology, Volumes 137-138, Pages 74-84. ANTONELLINI, M. A.; AYDIN, A.; POLLARD, D. D. 1994. Microstructure of deformation bands in porous sandstones at Arches National Park, Utah. Journal of Structural Geology, v. 16, p. 941-959. FAULKNER, D. R; et al. 2010. A review of recent developments concerning the structure, mechanics and fluid flow of fault zones. Journal of Structural Geology, v. 32, p. 1557-1575. FOSSEN, H.; SCHULTZ, R.; SHIPTON, Z.K.; MAIR, K. 2007. Deformation bands in a sandstone e a review. Journal of the Geological Society. v. 164, p. 755-769. HOLCOMB, D.; RUDNICKI, J. W.; ISSEN, K. A.; STERNLOF, K. 2007. Compaction localization in the Earth and the laboratory: state of the research and research directions. Acta Geotechnica, v. 2, p. 1-15. HESTHAMMER, J.; FOSSEN, H. 2001. Structural core analysis from the Gullfaks area, northern North Sea: Marine and Petroleum Geology, v. 18, p. 411 – 439. FISHER, Q. J.; R. J. KNIPE. 2001. The permeability of faults within siliciclastic petroleum reservoirs of the North Sea and Norwegian Continental Shelf: Marine and Petroleum Geology, v. 18, p. 1063 – 1081. OGILVIE, S. R.; GLOVER, P. W. J. 2001. The petrophysical properties of deformation bands in relation to their microstructure: Earth and Planetary Science Letters, v. 193, p. 129 – 142.
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ANÁLISE DE LINEAMENTOS E CORRELAÇÃO TECTONOESTRUTURAL DA REGIÃO SETENTRIONAL DO COMPLEXO ÍNTRUSIVO SANTA ANGÉLICA, ES, BRASIL Daniel Tonini Peterle 1, Heitor Miranda de Oliveira 2, Caio Vinícius Grabrig Turbay Rangell 3, Calvin Candotti 4, Eduardo Fontana 5. 1 Universidade Federal do Espírito Santo
- UFES,
[email protected] – UFES, heitormuniz.miranda@gmail 3 Universidade Federal do Espírito Santo - UFES,
[email protected] 4 Universidade Federal do Espírito Santo - UFES,
[email protected] 5 MGDEO-Hidrogeologia e meio ambiente,
[email protected]
2 Universidade Federal do Espírito Santo
1. INTRODUÇÃO O Complexo Intrusivo de Santa Angélica (CISA) integra um conjunto magmático de caráter bimodal formado no estágio pós-colisional (G5), no Neoproterozóico/Cambriano. (Pedrosa-Soares et al. 2007, Campos et al. 2016). Segundo Bayer et al. (1987) e Campos et al. (2016), a suíte de rochas do CISA teria se originado a partir de um magma básico proveniente do manto, que induziu a fusão parcial na crosta inferior, gerando magmas graníticos. A assimilação de crosta teria gerado misturas mecânicas e químicas ( mingling e mixing) em diferentes proporções entre magmas máficos e magmas graníticos. Do ponto de vista estrutural, o CISA deveria estar desprovido de deformação plástica mais intensa, guardando, contudo, efeitos de deformação por fluxo magmático e deformação rasa, de caráter rúptil, distencional tardia em relação à colocação do corpo. No entanto, estudos detalhados mostram que o CISA registra uma gama de feições deformacionais de caráter predominantemente plástico, relacionados principalmente ao desenvolvimento de foliação protomilonítica a milonítica até o desenvolvimento de texturas augen e estruturas do tipo SC. Os indicadores cinemáticos são predominantemente concordantes com as estruturas das encaixantes locais, em direção e sentido, o qual sugerem que os magmas durante suas colocações estavam sofrendo algum tipo de esforço regional. Muitos autores têm sugerido que as deformações dinâmicas em sistemas magmáticos provavelmente estão ligadas a ascensão na litosfera por diferença de densidade e flutuabilidade. No entanto, tem sido cada vez mais discutido que os mecanismos de ascensão e colocação de magmas associam-se a forças tectônicas (Hutton, 1988). Para Hutton (1988), é possível caracterizar dois momentos de deformação relativos ao estado de cristalização de magmas em granitóides, a partir de texturas e fábricas: A) fábricas deformacionais précristalização total; B) fábrica de strain cristal-plástico (pós-cristalização), onde milonitos com estruturas S-C, foliação milonítica e bandamento migmatítico paralelo à foliação milonítica seriam os principais indícios. Desta forma, este trabalho tem por objetivo, correlacionar o caráter tectonoestrutural regional com a colocação das rochas magmáticas, especialmente na porção setentrional do CISA, através de análises de lineamentos, análises estruturais de fábricas de strain cristal-plástico e interpretações tectônicas da área. 2. ÁREA DE TRABALHO O CISA localiza-se na porção sul do estado do Espírito Santo (ES), entre os municípios de Alegre, a nordeste, Cachoeiro de Itapemirim, a noroeste, e Castelo, a sudoeste. A área de trabalho corresponde a uma superfície de cerca de 410 km² (Fig. 1), que abrange além do complexo intrusivo, as rochas encaixantes metamórficas.
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Figura 1: Localização da área de trabalho marcada de azul e mapa litológico do CISA (modificado de Zanon et al., 2005) sobre imagem de relevo sombreado com azimute de iluminação de 225°.
3. METODOLOGIA A metodologia foi dividida em duas etapas: A) análises e extração de lineamentos feitas por sensoriamento remoto; B) interpretação dos dados estruturais de campo (foliação milonítica e bandamento gnáissico) por meio de estereogramas da região setentrional do CISA. Ambas as etapas consistiram na adequação dos dados dentro de polígonos previamente determinados. 3.1 Análise e Extração de Lineamentos Na realização desta etapa, foi utilizado o Modelo Digital de Terreno, obtido a partir de dados do projeto SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), com resolução espacial de 90 metros, baixados gratuitamente do projeto TOPODATA (http://www.dsr.inpe.br/topodata/acesso.php). Após o recorte da área, foi criado um Modelo Digital de Elevação (MDE) com resolução espacial de 90 m. O MDE foi refinado em geração de grade retangular com interpolador bicúbico para 10 m de resolução espacial e, por fim, foram geradas as imagens de relevo sombreado com azimutes de 45°, 135°, 225° e 315°, todos eles com a mesma elevação de 45° e exagero de relevo de 6,34. As feições lineares foram extraídas manualmente, em escala de trabalho de 1:40.000, com a separação de vetores correspondentes a cristas de vetores correspondentes a vales em todas as imagens geradas no processamento inicial. Com a extração de cada feição linear de crista e vale em cada imagem, foi gerado o shape com agrupamento de todas as cristas e o shape com agrupamento de todos os vales. Assim, a partir deles, foi possível as análises exploratórias com rosetas de frequência e direção. Os softwares utilizados para o processamento de dados foram o ArcMap 10.3, no qual foi realizado todo o processamento digital dos dados iniciais, vetorização dos lineamentos e montagem dos layouts dos mapas, além do Spring 5.4.3 onde foi confeccionado a elaboração de rosetas de frequência absoluta. 3.2 Interpretação de Dados Estruturais Os trabalhos de campo designaram a análise dos dados geométricos de estruturas, cinemática e dinâmica, quando possível. Com as estruturas coletadas e organizadas em planilhas, foi gerado estereogramas para as possíveis interpretações. Os softwares utilizados foram o Excel 2016 para as planilhas e o Stereonet para os estereogramas. 4. RESULTADOS E DISCUSSÕES 4.1 Análise Estrutural por Sensoriamento Remoto
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Figura 2: Mapa de lineamentos o qual evidencia os vetores referentes a vales e cristas, além dos polígonos utilizados para a separação das regiões analisadas estruturalmente no CISA e os diagramas de rosetas associados respectivamente a cada um desses polígonos. A análise do mapa (Fig. 2) mostrou que foram extraídas 925 feições lineares de cristas e 723 feições lineares de vales. É possível observar que nos vetores referentes aos vales, estes quando mais associados a zona de borda do CISA, possuem feições bem alongadas e retilíneas. As direções principais dos lineamentos marcadas nos diagramas de roseta, mostram como o controle estrutural varia dependente da região analisada, o qual as regiões sul e norte marcam um forte controle NE-SW, onde este concentra-se especialmente dentro dos grandes lineamentos de vales, enquanto que nas regiões oeste e leste evidenciam um controle NW-SE (principalmente cristas), que marca o trend regional do Orógeno Araçuaí. Outras duas feições importantes e também observadas no mapa quando relacionado com os trabalhos de Bayer et al. (1987), Campos et al. (2016) e Calegari et al. (2016), porém torna-se necessários trabalhos de campos para a confirmação, é a linha de charneira de uma sinformal cortando os polígonos 3 e 4 e o Lineamento Alegre, este o mais expressivo dividindo os dois núcleos máficos do CISA nos polígonos 4 e 8.
4.2 Análise Estrutural de Campo
Figura 3: Mapa litológico do CISA (modificado de Zanon et al., 2005) com os respectivos polígonos de trabalho e estereogramas referentes as estruturas de interesse. A análise estrutural realizada na parte setentrional do CISA (Fig. 3), buscou salientar a similaridade de estruturas da encaixante e da intrusão, o qual resultou em 260 medidas estruturais de foliação milonítica em afloramentos determinantes, colhidas principalmente nas bordas de contato entre o Sienogranito, o Metagranodiorito da suíte G1 e o Complexo Paraíba do Sul, mas também em todas as outras litologias. Novamente nota-se mudanças no controle estrutural, onde a região sul possui direção preferencial NWSE com mergulhos elevados para NE, enquanto que a região norte apresenta direção preferencial NE-SW com trends e cinemática entre as
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mergulhos moderados a altos para SE. Os mergulhos das foliações miloníticas, tendem quase que sempre ao centro do maciço, contrastando com os mergulhos dos bandamentos gnáissicos, isso pode ser observado no estereograma referente ao polígono 2, o qual possui a mesma direção NE-SW mas com o mergulho para SE. O polígono 5 apresenta uma interessante variação direcional entre NNW-SSE a N-S, muito parecido com uma das variações encontradas no polígono 6, polígono este que sofre relevante interferência da região encaixante, isso é perceptível quando são associados os estereogramas de foliação milonítica e bandamento gnáissico. O polígono 1 apresenta direção preferencial N-S com variações para NNW e NNE, muito parecido também com o polígono 5, o qual pode ser interpretado como ambos estarem posicionado no centro do CISA e sofrerem com variações de esforços.
5. CONCLUSÃO A parte setentrional do CISA, apresenta variações nos planos de foliação milonítica, encontradas nas rochas encaixantes e intrusivas que oscilam regionalmente, o qual deixa a impressão de que ocorre uma “rotação”, isso explica como a região sul-sudeste apresenta trends NW-SE, a região norte-noroeste apresenta trends NE-SW e o polígono 5 (centro) marca um trend N-S principalmente. As feições lineares de vales observadas nas zonas de bordas (Fig. 2), em conjunto com estruturas SC, foliação milonítica, indicadores cinemáticos com movimentação principalmente sinistral e direções de planos ENE-WSW com moderado ângulo de mergulho (polígono 6; Fig.3), associada a NE-SW com altos ângulos de mergulhos (polígono 4; Fig.3), levam a hipótese de duas possíveis zonas de cisalhamento destrais relacionadas a colocação do maciço, o qual novos trabalhos de campo confirmarão realmente se existem e assim, esclarecerá o controle estrutural exercido por elas. As gerações de imagens de relevo sombreado com variação no azimute de iluminação obtiveram ótimos resultados no realce de vales e cristas para a extração de lineamentos. A extração das feições em cada imagem resultou em agrupamentos de lineamentos, os quais facilitaram na identificação dos trends que controlam as estruturas mais importantes, o qual estas interpretações foram facilitadas pelas análises estatísticas de diagramas de rosetas. É chamado a atenção para as inflexões direcionais que ocorrem nas bordas do CISA, deixando claro que ocorre uma tensão específica, a qual é muito plausível ser associada a relação entre as possíveis zonas de cisalhamento de borda (NE-SW), deixando o próprio maciço com uma leve forma de “sigmoide” e o trend NWSE do Orógeno Araçuaí. Esse ciclo completo de rotação mostrado na parte setentrional do CISA e o forte controle de estruturas que refletem o caráter de fábricas de strain cristal-plástico, favorece a interpretação de prováveis forças sin-tectônicas atuantes na sua formação, explicadas pelas deformações cinemáticas de bordas e estruturas semelhantes em direção e sentido das rochas encaixantes e intrusivas que marcam uma ação tectônica atuante. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS BAYER, B.; SCHIMIDT-THOMÉ, R.; WEBER-DIEFENBACH, K.; HORN, H.A. Complex concentric granitoid intrusions in the coastal mobile belt, Espírito Santo, Brazil: the Santa Angélica Pluton–an example. Geologische Rubdschau , v.76, p.357-371, 1987. CALEGARI, S.S.; NEVES, M.A.; GUADAGNIN, F.; FRANÇA, G.S.; VINCENTELLI, M.G.C. The Alegre Lineament and its role over the tectonic evolution of the Campos Basin and adjacent continental margin, Southeastern Brazil. Journal of South American Earth Sciences , v.69, p.226-242, 2016. CAMPOS, C.P.; MENDES, J.; PEDROSA-SOARES, A.C.; DUSSIN, I.; LUDK A, I.P.; DANTAS, E.L. Cambro-Ordovician magmatism in the Araçuaí Belt (SE Brazil): Snapshots from a post-collisional event. Journal of South American Earth Sciences, v.68, p.2448-268, 2016. HUTTON, D.H.W. Granite emplacement mechanisms and tectonic controls: inferences from deformation studies. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences , v.79, p.245-255, 1988. PEDROSA-SOARES, A.C.; NOCE, C.M.; ALKMIM, F.F.; SILVA, L.C.; BABINSKI, M.; CORDANI, U.; CASTAÑEDA, C. Orógeno Araçuaí: síntese do conhecimento 30 anos após almeida 1977. GEONOMOS, v.15, p.1-16, 2007. ZANON, M.L.; CHAVES, A.O.; RANGEL, C.V.G.T.; GABURO, L.; PIRES, C.R. Os aspectos geológicos do Maciço Santa Angélica (ES): uma nova abordagem, ES. Brazilian Journal of Geology, v.45, p.609-633, 2015. 88
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INTERPRETAÇÃO DE LINEAMENTOS MAGNÉTICOS E ANÁLISE DE FEIÇÕES ESTRUTURAIS DA REGIÃO COMPREENDIDA ENTRE VIEIRÓPOLIS (PB) E PARANÁ (RN), DOMÍNIO RIO GRANDE DO NORTE DA PROVÍNCIA BORBOREMA José F. de Araújo Neto 1, João Pedro S. Bezerra 1, Igor M. B. de Albuquerque e Souza1, Lauro Cézar M. de Lira Santos2, Sandra de B. Barreto1, Thais A. Carrino1, Vanessa B. Ribeiro1 1
Universidade Federal de Pernambuco, e-mail:
[email protected] Universidade Federal de Campina Grande, e-mail:
[email protected]
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1. INTRODUÇÃO Levantamentos aerogeofísicos vêm sendo amplamente utilizados no auxílio ao mapeamento geológico e no entendimento da evolução estrutural das províncias brasileiras (e.g. Dantas et al. 2003, Medeiros et al. 2008, Gonçalves 2009). A interpretação integrada de alinhamentos magnéticos com dados estruturais em escala mesoscópica facilita a identificação e delimitação de feições regionais, tais como zonas de cisalhamento, falhas e fraturas. Esse trabalho consiste na correlação entre dados aeromagnéticos e geológico-estruturais de uma área de 225 km² localizada nas adjacências das cidades de Vieirópolis (PB) e Paraná (RN), região com vocação econômica voltada para exploração de minerais-gema e blocos pegmatíticos para indústria ornamental. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO A área está inserida, tectonicamente, no Domínio Rio Grande do Norte da Província Borborema (Figura 1), NE do Brasil, nas proximidades da Zona de Cisalhamento Portalegre, estrutura limítrofe dos terrenos Jaguaribeano (oeste) e Rio Piranhas (leste) (Brito Neves et al. 2000; Medeiros et al. 2005, Sá et al. 2014). O embasamento paleoproterozoico é representado por ortognaisses, migmatitos e rochas metavulcanosedimentares do Complexo Caicó e por metagranitóides e gnaisses de composição monzogranítica a granodiorítica do Complexo Jaguaretama. Todo esse pacote apresenta-se intensamente deformado por uma tectônica transcorrente representada por zonas de cisalhamento NE-SW, paralelas à Zona de Cisalhamento Portalegre (Araújo Neto 2016, Bezerra 2016). Essas estruturas também condicionam o posicionamento dos granitos das suítes intrusivas Dona Inês e Itaporanga, bem como a injeção de inúmeros pegmatitos quartzo-feldspáticos e lentes de biotitaxisto esmeraldíferos. Tendo em vista a importância dessas estruturas como controle geológico, a interpretação de alinhamentos magnéticos foi realizada de forma a auxiliar mapeamento na delimitação das zonas de cisalhamento.
Figura 1: Localização da área de estudo e compartimentação tectônica do Domínio Rio Grande do Norte (DRN). DCC: Domínio Ceará Central. DMC: Domínio Médio Coreaú. Modificado de Santos et al. (2015).
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2. METODOLOGIA Foram utilizados dados aeromagnetométricos referentes ao Projeto Aerogeofísico Rio Grande do NorteParaíba (2009), executado pela CPRM em parceria com a LASA e PROSPECTORS, empresas também responsáveis pelo processamento dos dados. O levantamento foi realizado de 31/01/2009 a 10/09/2009, com altura nominal de voo de 100 m e direção das linhas N-S, com espaçamento de 500 metros entre elas. As linhas de controle foram realizadas na direção E-W, com espaçamento de 10 km. O processamento foi realizado no software Oasis Montaj 6.4.2. Especificamente, os grids do campo magnético residual, da primeira derivada vertical e da amplitude do sinal analítico foram janelados para a área de estudo de 225 km², limitada pelas coordenadas UTM 575000-590000 e 9275000-9290000 (24M), zona 24S, e datum horizontal WGS 84 (Figura 2). A Figura 2A apresenta o resultado obtido pelo cálculo da amplitude do sinal analítico, enquanto que a Figura 2B mostra a derivada vertical do campo magnético total. Esses filtros foram utilizados com o objetivo de realçar o contraste de susceptibilidade magnético associado às diferentes fontes observadas na região. A amplitude do sinal analítico é um filtro de alta centricidade e consiste na raiz quadrada da soma dos quadrados das derivadas direcionais (x,y,z) do campo magnético no eixo Cartesiano. Esse filtro permite centralizar as máximas amplitudes sobre as fontes anômalas (Roest et al. 1992), e tem como principais vantagens a pouca dependência da direção total de magnetização e da proximidade da área de estudo ao equador magnético. 3. RESULTADOS E DISCUSSÃO A interpretação visual dos lineamentos magnéticos foi realizada sobre o mapa de amplitude do sinal analítico (Figura 2A) e da primeira derivada vertical do campo magnético anômalo (Figura 2B), em conjunto com a interpretação de dados estruturais obtidos em campo. As principais anomalias positivas magnéticas estão correlacionadas com fácies miloníticas e lentes de anfibolito do Complexo Caicó, e com os granitos da Suíte Dona Inês, que ocorrem na região de Serra Branca (Vieirópolis, PB), centro-sudoeste da área de estudo. O trend NE-SW é evidente e está diretamente relacionado com as zonas de cisalhamento transcorrentes da região, paralelas a milonitos que, por vezes, apresentam uma foliação verticalizada. No Domínio Rio Grande do Norte, essas zonas de cisalhamento representam o estágio de deformação D3 definido por Jardim de Sá (1994). No entanto, devido à intensa deformação causada pela transcorrência, na área de estudo foram individualizadas apenas duas deformações importantes de caráter dúctil, a migmatização (D1) das rochas do Complexo Caicó e o evento transcorrente de alto ângulo (D2), caracterizado pelas zonas de cisalhamento Portalegre, Paraná, Vieirópolis, Lastro e São Pedro que deslocam litologias dos complexos Caicó e Jaguaretama, e bordejam os granitos das suítes Itaporanga e Dona Inês. As zonas de cisalhamento também controlam a injeção de diversos pegmatitos quartzo-feldspáticos. A Zona de Cisalhamento Portalegre ocorre na porção noroeste da área e possui uma cinemática transcorrente destral de direção NE-SW, com planos de foliação subverticais a verticais, evidenciada pela presença de milonitos e protomilonitos, boudins assimétricos e superfícies do tipo S-C (Figura 3). Essa estrutura encontra-se possivelmente relacionada às mineralizações de esmeralda associadas a lentes de biotita-xisto concordantes com a foliação milonítica. As zonas de cisalhamento Paraná e São Pedro são caracterizadas por foliações miloníticas verticalizadas, mas são necessárias mais informações para uma melhor determinação. A Zona de Cisalhamento Vieirópolis corta a área de estudo do extremo leste ao extremo nordeste, e é composta por milonitos a ultramilonitos de direção NE-SW, caracterizados por foliação vertical a subvertical e lineação de estiramento horizontal. Critérios cinemáticos, incluindo boudins assimétricos caracterizam o caráter destral desta zona. É possível que a continuidade da Zona de Cisalhamento Vieirópolis para além da área mapeada sirva de controle estrutural para mineralizações de águas-marinhas nos pegmatitos boudinados descritos por Barreto (1991), a norte da cidade de Tenente Ananias (RN). A Zona de Cisalhamento Lastro ocorre ao longo de uma faixa contínua de milonitos na direção média N50E e condiciona as bordas sudeste dos corpos graníticos. Um segundo trend de lineamentos magnéticos ocorre de forma discordante à orientação principal, na direção NW-SE e WNW-ESSE e parece, certas vezes, truncar as feições magnéticas NE-SW. Esse trend está associado à deformação rúptil tardia, caracterizada por fraturas preenchidas (D3) por veios quartzo-feldspáticos 90
que cortam as demais foliações, geralmente, nas direções WNW-ESE ou subconcordantes com a foliação NESW. Este padrão parece controlar as ocorrências de pegmatitos tabulares na porção NE da Serra Branca. Outro estágio rúptil (D4), corta toda a região, e é definida por fraturas e falhas tardias não preenchidas, de direções EW, WNW-ESE e NW-SE, podendo, ocasionalmente, formar pares conjugados.
Figura 2: Interpretação dos alinhamentos magnéticos da área de estudo sobre os mapas de amplitude do sinal analítico (A) e primeira derivada vertical (B). Linhas contínuas evidenciam estruturas mapeadas geologicamente como zonas de cisalhamento.
Figura 3: (A) Estrutura do tipo S-C evidenciando cinemática destral em biotita-clorita xisto ao longo da Zona de Cisalhamento Portalegre; (B) Boudins assimétricos com cinemática destral ao longo da Zona de Cisalhamento Vieirópolis; (C) Foliação milonítica verticalizada e lineação horizontal próximo a Zona de Cisalhamento Lastro; (D) Pegmatito a amazonita alojado em fratura tardia WNW-ESE.
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5. CONCLUSÕES A utilização concomitante de dados de campo e interpretações de alinhamentos magnéticos evidenciou a existência de ao menos cinco zonas de cisalhamento transcorrentes na área de estudo: Portalegre, Paraná, Vieirópolis, Lastro e São Pedro, todas apresentando direção NE-SW e cinemática destral ou indeterminada. Especificamente, a Zona de Cisalhamento Vieirópolis apresenta grande expressividade magnética e se estende por aproximadamente 17 km, estando associada à ultramilonitos na porção NE da região estudada. Ainda sobre o regime dúctil, lentes de biotita-xisto esmeraldíferas que ocorrem ao longo da Zona de Cisalhamento Portalegre apresentam estruturas do tipo S-C que evidenciam o movimento deformacional destral da porção NW da área de estudo. Por outro lado, o regime rúptil é caracterizado por fraturas e/ou falhas de direção predominantemente E-W, WNW-ESE e NW-SE. Estas estruturas traçadas truncam a foliação NE-SW e controlam a injeção de veios quartzo-feldspáticos, bem como de pegmatitos tabulares, a exemplo do pegmatito a amazonita que ocorre na porção NE da Serra Branca. Com base na imagem da amplitude do sinal analítico, observa-se que nesta porção da serra existe uma estrutura WNW-ESE de aproximadamente 5 km, o que evidencia a importância do uso de dados aerogeofísicos em regiões de difícil acesso como complemento para a cartografia geológica. Agradecimentos: os autores agradecem ao Serviço Geológico do Brasil (CPRM-DISEGE) pela cessão dos dados aeromagnéticos.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ARAÚJO NETO, J.F. (2016). Mapeamento geológico da região de Caiçara (RN), Nordeste do Brasil: Limite dos Terrenos Rio Piranhas e Jaguaribeano, Província Borborema. Relatório de Graduação. Dpt. de Geologia, UFPE. Recife - PE. BARRETO, S.B. (1991). Caracterização químico-mineralógica dos berilos de Tenente Ananias – RN. Recife. 194p. Dissertação (Mestrado em Geociência) - Instituto de Geociências, Universidade Federal de Pernambuco. BEZERRA, J.P.S. (2016). Mapeamento geológico da região de Vieirópolis, Paraíba (PB), Terreno Rio Piranhas, Província Borborema, Nordeste do Brasil. Relatório de Graduação. Departamento de Geologia, Universidade Federal de Pernambuco. Recife - PE. No prelo. BLAKELY, R. J. (1996). Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge University Press. 464 p. BRITO NEVES, B.B., SANTOS, E.J., SCHMUS, W.R.V. (2000). Tectonic History of the Borborema Province. Tectonic Evolution of South America. Rio de Janeiro: 31st International Geological Congress, 2000, v. único, p. 151-182. DANTAS, E.L., SILVA, A.M., ALMEIDA, T., MORAES, R.A.V. (2003). Old geophysical data applied to modern geological mapping problems: a case-study in the Seridó Belt, NE Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 33 (2), 65-72. GONÇALVES, L.C. (2009). Contribuição geofísica à análise do arcabouço tectônico do Domínio Rio Grande do Norte, Província Borborema – NE Brasil. Instituto de Geociências. Universidade de Brasília. Dissertação de Mestrado. Área de Concentração Geofísica Aplicada. JARDIM DE SÁ, E.F. (1994). A Faixa Seridó (Província Borborema, NE do Brasil) e o seu significado geodinâmico na Cadeia Brasiliana/Pan-Africana. Instituto de Geociências da Universidade de Brasília, Brasília, Tese de Doutorado, 804 p. MEDEIROS V. C. et al. (2005). Programa de Geologia Básica: carta geológica Folha SB.24-Z-A Sousa. Escala 1:250.000. Recife: CPRM. MEDEIROS, V. C. ET AL. (2008). Geologia e Recursos Minerais da Folha Sousa SB.24-Z-A. Escala 1:250.000. Estados da Paraíba, Rio Grande do Norte e Ceará. Recife: CPRM – Serviço Geológico do Brasil. ROEST, W. R., VERHOEF, J., PILKINGTON,M. (1992). Magnetic interpretation using the 3-D analytic signal. Geophysics. vol. 57, 116 – 125 SÁ, J.M., SOUSA, L.C., LEGRAND, J.M., GALINDO, A.C., MAIA, H.N., FILLIPPI, R.R. (2014). U-Pb and Sm-Nd data of the Rhyacian and Statherian Orthogneisses from Rio Piranhas-Seridó and Jaguaribeano Terranes, Borborema Province, Northeast of Brazil. Geol. USP, Sér. cient., São Paulo, v.14, n.3, p.97-110. SANTOS, L.C.M.L., FUCK, R.A., SANTOS, E.J., DANTAS, E.L. (2015). Análise tectônica de terrenos: metodologia, aplicação em cinturões orogênicos e exemplo das Províncias Tocantins e Borborema, Brasil. Geonomos, 22(2), 51 -63.
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CONTRIBUIÇÃO DO SENSORIAMENTO REMOTO NO MAPEAMENTO GEOLÓGICO E ANÁLISE ESTRUTURAL DA REGIÃO DE CAIÇARA (RN), DOMÍNIO RIO GRANDE DO NORTE, PROVÍNCIA BORBOREMA José F. de Araújo Neto 1, Lauro Cézar M. de Lira Santos 2, Sandra de Brito Barreto1, Glenda Lira Santos 1 1
Universidade Federal de Pernambuco, e-mail:
[email protected] Universidade Federal de Campina Grande, e-mail:
[email protected]
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1. INTRODUÇÃO O levantamento de feições lineares através de sensoriamento remoto é uma ferramenta eficiente e cada vez mais utilizada na investigação de aspectos geológicos estruturais, tais como traços de foliação, falhas, fraturas e zonas de cisalhamento (eg. Silva et al. 2009; Batista et al. 2014). Imagens de satélite do tipo ASTER Global Digital Elevation Model podem, por exemplo, além de realçar a modelagem topográfica e evidenciar o padrão de drenagem do terreno, destacar lineamentos geológicos na direção horizontal, vertical ou diagonal quando sob aplicação de um filtro direcional de borda (Drury, 2001). Dessa forma, esta técnica pode ser utilizada como auxílio na compreensão de sistemas estruturais complexos e intensamente deformados. Este trabalho apresenta estudo de caso da aplicação de sensoriamento remoto no mapeamento geológico e análise estrutural da região de Caiçara, distrito de Paraná (RN), cobrindo uma área total de 75 km². 2. CONTEXTO GEOLÓGICO A região que compreende o Distrito Caiçara localiza-se no Domínio Rio Grande do Norte da Província Borborema (Figura 1), NE do Brasil (Brito Neves et al. 2000). Litologicamente, é caracterizada por extensas exposições de rochas do embasamento paleoproterozoico representados, majoritariamente, por ortognaisses, migmatitos e milonitos do Complexo Caicó e por metagranitoides e gnaisses de composição monzogranítica a granodiorítica do Complexo Jaguaretama, além de uma unidade metavulcanossedimentar e intrusões ediacaranas da Suíte Itaporanga. A porção a norte de Caiçara é reconhecida por apresentar mineralizações de berilo, variedade esmeralda, associadas a lentes de biotita xisto que ocorrem ao longo da zona de cisalhamento Portalegre. Esta estrutura limita os terrenos tectonoestratigráficos Jaguaribeano (oeste) e Rio Piranhas (leste) (Medeiros et al. 2005, Jardim de Sá et al. 2014). Por outro lado, dados de campo sugerem a presença de novas zonas de cisalhamento na região, marcadas por uma tectônica de alto ângulo que imprime uma foliação milonítica nas rochas do embasamento e acompanha o posicionamento dos granitos. Nesse contexto, o sensoriamento remoto foi utilizado para corroborar os dados de campo na construção do mapa geológico da área.
Figura 1: Localização da área de estudo e compartimentação tectônica do Domínio Rio Grande do Norte (DRN). DCC: Domínio Ceará Central. DMC: Domínio Médio Coreaú. Modificado de Santos et al. (2015).
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2. METODOLOGIA O estudo das feições lineares do relevo por sensoriamento remoto foi realizado utilizando imagem GDEM (Global Digital Elevation Model ) do sensor ASTER ( Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer ), produzida pela NASA ( National Aeronautics and Space Administration) em parceria com o governo japonês (METI – The Ministry of Economy, Trade and Industry of Japan ). A imagem foi obtida através do site do Serviço Geológico dos Estados Unidos – USGS (http://earthexplorer.usgs.gov/), onde é fornecida no formato GeoTiff, de 3601x3601 pixels, com 30 m de resolução espacial. Em seguida, foi realizado o recorte para os 75 km² da área de estudo, com limites longitudinais e latitudinais de 575000-590000 e 9285000-9290000 respectivamente, expressos em coordenadas UTM, na quadrícula 24M da zona 24S, e datum WGS84. Nessas imagens, foram aplicados filtros direcionais de borda que promovem o realce de estruturas lineares, priorizando aquelas que se encontram paralelas à direção escolhida no filtro (Drury, 2001). Em razão disto, foram aplicados sobre o GDEM filtros direcionais do tipo Kernel 3x3 para os azimutes 0º, 45º, 90º e 135º, a fim de destacar feições estruturais nestas direções. O traçado dos lineamentos estruturais foi feito por meio de interpretação visual e o resultado foi plotado sobre o mapa ASTER GDEM para confecção do mapa de direção de lineamentos. 3. RESULTADOS Utilizando as imagens filtradas do GEM ASTER (Figura 2), foram extraídos 121 lineamentos estruturais, dos quais 80 estão na direção NE-SW, marcados por comprimento médio 1.087 metros; 25 lineamentos estão dispostos na direção NW-SE, com comprimento médio de 1.246 metros; 13 lineamentos estão na direção E-W, sendo caracterizados por comprimento médio de 1.079 metros; e, apenas 3 apresentam-se na direção N-S, com média de 872 metros. Todas as estruturas traçadas foram vetorizadas sobre a imagem ASTER GDEM para confecção do mapa de direção de lineamentos (Figura 3). A interpretação das estruturas ressaltadas nas imagens ASTER foi realizada concomitantemente com os dados obtidos em campo. As principais estruturas lineares traçadas concentram-se na porção leste do mapa e apresentam trend NE-SW concordante com as foliações miloníticas e o bandamento gnáissico associados às zonas de cisalhamento dúcteis mapeadas. Assim como a foliação, os lineamentos estruturais apresentam uma inclinação NNE-SSW no centro-norte da área, onde algumas estruturas N-S também podem ser observadas. Fraturas e falhas tardias medidas nas campanhas de campo evidenciam um trend NW-SE, assim como E-W em menor proporção, muitas vezes, apresentando-se de forma conjugada. Estas feições também estão bem representadas nos filtros direcionais 90° e 135° Az (Figura 2C, D). Diversos lineamentos traçados correspondem à rede de drenagem da região que apresenta padrões NE-SW e NW-SE.
Figura 2: Imagens GDEM do sensor ASTER após a aplicação dos filtros direcionais de borda nos azimutes de direção 0° (A), 45° (B), 90° (C) e 135° (D).
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Figura 3: Mapa de direção de lineamentos com traçado das principais estruturas interpretadas.
4. DISCUSSÕES As principais feições estruturais encontradas na área e interpretadas no estudo por sensoriamento remoto estão associadas às zonas de cisalhamento brasilianas. Jardim de Sá (1994) descreveram dois eventos tectônicos pretéritos à tectônica transcorrente brasiliana. O primeiro evento está associado ao bandamento de alto grau metamórfico dos ortognaisses, com transposição e formação de dobras isoclinais e intrafoliais. O segundo está relacionado a um evento de cinemática tangencial com deposição do Grupo Seridó e intrusão dos granitoides G2 da Suíte Poço da Cruz. A intensa atividade deformacional causada pelas zonas de cisalhamento transcorrentes provocam uma superposição do evento transcorrente em relação aos demais. Entretanto, a migmatização das rochas do Complexo Caicó caracteriza-se como evento de deformação mais antigo dentro da área de estudo e, a ela, foi atribuído o evento D1. O evento D2 é caracterizado por zonas de cisalhamento transcorrentes brasilianas (evento D3 de Jardim de Sá, 1994) que deslocam pacotes de rocha dos complexos Caicó e Jaguaretama, além de controlar a injeção dos sienogranitos da Suíte Intrusiva Itaporanga. Na área de estudo, estas estruturas são representadas pelas zonas de cisalhamento Portalegre, Paraná e Vieirópolis (Figura 4).
Figura 4: Mapa geológico da região de Caiçara, evidenciando as zonas de cisalhamento mapeadas. CC: Complexo Caicó; CJ: Complexo Jaguaretama; SI: Suíte Itaporanga A Zona de Cisalhamento Portalegre possui uma cinemática transcorrente destral de direção NE-SW, com plano de foliação S2 subvertical evidenciada por foliações miloníticas e protomiloníticas, boudins lenticulares assimétricos e superfícies do tipo S-C. Essa estrutura também parece controlar mineralizações de esmeralda associadas à biotita-xistos que ocorrem concordantemente aos gnaisses e milonitos do Complexo Caicó. 95
As zonas de cisalhamento Paraná e Vieirópolis são possivelmente ramificações da zona de cisalhamento Portalegre, com origem nas proximidades da borda da Bacia Rio do Peixe (a sudoeste da região mapeada). A primeira é composta por foliações miloníticas verticalizadas, mas carece de informações para ser mais bem caracterizada. A segunda ocorre a leste da área de estudo e corresponde às deformações mais expressivas da região, o que pode ser evidenciado pela concentração de lineamentos estruturais traçados no mapa de direção de lineamentos. É caracterizada por milonitos a ultramilonitos de direção NE-SW, com foliação vertical a subvertical e lineação de estiramento horizontal. Vergência de dobras e diversos boudins assimétricos caracterizam o caráter destral desta zona, que também afeta fortemente os migmatitos e gnaisses bandados do Complexo Caicó, gerando dobras isoclinais na escala de afloramento. Além disso, essa estrutura parece servir de controle para os granitos da Suíte Itaporanga que ocorrem na porção leste do mapa na direção NE-SW. Foram identificados dois estágios de deformação rúptil tardios: uma deformação D3, caracterizada por fraturas preenchidas por veios quartzo-feldspáticos que cortam as demais foliações geralmente nas direções NNW-SSE ou concordantes com a foliação NE-SW; e uma deformação D4, presente em quase todos os afloramentos, definida por fraturas e falhas tardias não preenchidas, de direções E-W, ESE-WNW e NW-SE podendo apresentar pares conjugados ocasionalmente.
5. CONCLUSÕES A aplicação dos filtros direcionais nos azimutes 0°, 45°, 90° e 135° permitiu a vetorização de 121 lineamentos estruturais, dos quais constatou-se que a maioria das feições interpretadas segue o trend NE-SW, correspondente a uma tectônica dúctil ocasionada por zonas de cisalhamento transcorrentes ediacaranas. A porção centro-oeste do mapa apresenta lineamentos coincidentes com as zonas de cisalhamento Portalegre e Paraná, enquanto uma segunda faixa de lineamentos a leste representa a deformação causada pela zona de cisalhamento Vieirópolis. O regime rúptil é caracterizado por fraturas e/ou falhas predominantemente NW-SE e em menor escala, E-W. Este padrão de faturamento ocorre de maneira perpendicular à foliação milonítica e controla, localmente, drenagens na porção centro-sul e leste da área, como o Rio São Brás. A utilização de imagens de sensoriamento remoto na identificação de estruturas lineares mostrou-se um método eficaz no auxílio ao mapeamento geológico e na delimitação de feições estruturais, tais como fraturas, falhas e traços de foliação. Em especial, regiões altamente deformadas, como áreas próximas a zonas de cisalhamento, apresentaram uma intensa estruturação do relevo ao serem observadas em imagem de satélite sob aplicação de filtros direcionais de borda. Essas áreas evidenciam um adensamento de lineamentos estruturais ao longo das zonas de cisalhamento, como pode ser observado ao longo da zona de cisalhamento Vieirópolis. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS BATISTA, C.T., VERÍSSIMO, C.U.V., AMARAL, W.S. (2014). Levantamento de feições estruturais lineares a partir de sensoriamento remoto – uma contribuição para o mapeamento geotécnico na Serra de Baturité, Ceará. Geol. USP, Sér. cient., São Paulo, v.14, n.2, p.67-82. BRITO NEVES, B.B., SANTOS, E.J., SCHMUS, W.R.V. (2000). Tectonic History of the Borborema Province. Tectonic Evolution of south america. Rio de Janeiro: 31st International Geological Congress, 2000, v. único, p. 151-182. DRURY, S.A. (2001). Image Interpretation in Geology 3rd edition. Cheltenham, UK: Nelson Thornes. JARDIM DE SÁ E.F. (1994). A Faixa Seridó (Província Borborema, NE do Brasil) e o seu significado geodinâmico na Cadeia Brasiliana/Pan-Africana. Instituto de Geociências da Universidade de Brasília, Brasília, Tese de Doutorado, 804 p. MEDEIROS V. C. et al. (2005). Programa de Geologia Básica: carta geológica Folha SB.24-Z-A Sousa. Escala 1:250.000. Recife: CPRM. SÁ, J.M., SOUSA, L.C., LEGRAND, J.M., GALINDO, A.C., MAIA, H.N., FILLIPPI, R.R. (2014). U-Pb and Sm-Nd data of the Rhyacian and Statherian Orthogneisses from Rio Piranhas-Seridó and Jaguaribeano Terranes, Borborema Province, Northeast of Brazil. Geol. USP, Sér. cient., São Paulo, v.14, n.3, p.97-110. SANTOS L.C.M.L., FUCK, R.A., SANTOS, E.J., DANTAS, E.L. (2015). Análise tectônica de terrenos: metodologia, aplicação em cinturões orogênicos e exemplo das Províncias Tocantins e Borborema, Brasil. Geonomos, 22(2), 51 -63. SILVA, F.H.F.; GOMES, D.D.M.; CAJAZEIRAS, C.C.A.; AZEVEDO, L.R.P.; NOGUEIRA NETO, J.A. (2009). Uso do sensoriamento remoto integrado ao estudo geólogico-estrutural como contribuição a hidrogeologia de terrenos cristalinos no distrito de Juá-CE. Anais do XIV Simpósio Brasileiro de Sensoriamento Remoto, Natal, p. 3379-3386. .
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SIGNIFICADO TECTÔNICO DO SISTEMA DE CISALHAMENTO COM DUPLA VERGÊNCIA DA PORÇÃO NORTE DA FAIXA SERGIPANA: IMPLICAÇÕES PARA A EVOLUÇÃO NEOPROTEROZOICA DA PROVÍNCIA BORBOREMA, NE DO BRASIL Haroldo Monteiro Lima 1, Lauro Cézar Montefalco de Lira Santos 2, Vanildo Almeida Mendes³, Marcio Martins Pimentel¹ João Wojtyla Ferreira de Mendonça 4 1
Universidade de Brasília, e-mail:
[email protected] Universidade Federal de Campina Grande, e-mail:
[email protected] 3 Serviço Geológico do Brasil, e-mail:
[email protected] 4,5 Universidade Federal de Pernambuco, e-mail:
[email protected]
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1. INTRODUÇÃO A Província Borborema (Figura 1) compreende um mosaico de faixas dobradas meso a neoproterozóico, intrudido por granitoides ediacaranos e ladeado por núcleos do embasamento paleoproterozoico. Sua configuração é interpretada por parte dos autores como resultado de episódios de acresção e colagem de terrenos durante os eventos orogênicos Cariris Velhos (1.0 Ga) e Brasiliano/Pan Africano (0.6 Ga, Brito Neves et al. 1995; Santos, 1995; Santos et al., 2010). Estes, são marcados por intensa granitogênese, desenvolvimento de extensas zonas de cisalhamento e metamorfismo em rochas supracrustais, principalmente durante a transição Ediacarana-Cambriana. Regionalmente, esta província pode ser individualizada em três subprovíncias tectônicas, limitadas por grandes zonas de cisalhamento: Setentrional, Transversal e Meridional (Brito Neves et al.,2016, Figura 01). A subprovíncia. Meridional é constituída pelo Terreno Pernambuco-Alagoas, Faixa Sergipana e a Faixa Riacho do Pontal. Trabalhos lito-estruturais regionais desenvolvidos na Faixa Sergipana identificaram quatro fases de deformação, as quais são associadas à colisão do Cráton do São Francisco ao Terreno Pernambuco-Alagoas (Oliveira et al., 2015 e referências ali contidas). Entretanto, em escala de maior detalhe, a evolução estrutural de algumas áreas importantes nesta faixa, carecem de análise estrutural. Por exemplo, a região norte/nordeste da Faixa Sergipana nas proximidades das intrusões Neoproterozoicas do Terreno Pernambuco-Alagoas é pouco compreendida, principalmente em função da escassez de boas exposições. A fim de entender o desenvolvimento estrutural nesta região, realizaram-se trabalhos de campo nas proximidades da cidade de Batalha-AL. Os resultados indicaram a presença de zonas de cisalhamentos com vergência opostas, o que é incomum e abre novas possibilidades para a evolução tectônica da área. Neste trabalho, apresentamos análise cinemática-geométrica das principais estruturas que cobrem a região de Batalha, bem como sua importância para a evolução Brasiliana da região. 2. A FAIXA SERGIPANA E ANALISE CINEMÁTICA DA ÁREA DE ESTUDO A Faixa Sergipana apresenta forma triangular de direção geral NNW-SSE com os principais esforços concebidos por sistemas de empurrões de vergência para S e retro-empurrões para N, reflexo da colisão obliqua entre o Terreno Pernambuco-Alagoas, a norte, e o Cráton do São Francisco, à sul. Davison e Santos (1989), dividiram a Faixa Sergipana em cinco domínios tectono-estratigraficos, com características geológicas, estruturais e metamórficas distintas: Canindé, Poço Redondo, Marancó, Macururé e Vaza Barris, os quais são separados por extensas zonas de cisalhamento. A Faixa Sergipana apresenta uma estruturação complexa, mas sintetizada em quatro fases de deformação gerais (D’el Rey Silva ,1999; Oliveira et al., 2015). Em contraponto, trabalhos de campo e mapeamento geológico-estrutural (Figura 2) realizados na porção norte do Domínio Macururé, no limite com o Terreno Pernambuco-Alagoas, revelaram a existência de um estrutural complexo, caracterizado por pelo menos cinco fases de deformação distintas (Figura 02). A Fase D n imprime uma foliação penetrativa Sn que é paralela ao bandamento S 1 em gnaisses do embasamento Jirau do Ponciano. Este, corresponde a uma anticlinal com rochas do embasamento paleoproterozoico no núcleo de um dobramento regional. Apresenta a forma de uma antiforme invertida, com caimento do eixo para W/NW e superfície axial mergulhando predominantemente para sul. Na porção mais interna da anticlinal, ocorrem ortognaisses tonalíticos que apresentam foliação metamórfica da fase Dn. A fase D 1 (posterior) é particularmente importante, pois desenvolveu nas rochas supracrustais estruturas S 1 de baixo ângulo com caimento para sul e 97
dobramentos isoclinais recumbentes F 1, associados à Zona de Cisalhamento Jacaré dos Homens, que possui critérios cinemáticos diversos incluindo tramas S-C, que associados a planos de foliação com ângulos de mergulho entre 8-12º e lineação vertical, sugerem transporte tectônico acima do mergulho de NW para SE. Por outro lado, na porção NE da área de trabalho, esta estrutura inflerte para a Zona de Cisalhamento Palmeira dos Índios, caracterizada por tectonitos S-L com 8-12º de mergulho invertido e por vezes dobrados por uma trama D2. Peixes de mica e sigmoides assimétricos associados a lineação oblíqua à vertical, sugerem vergência da Faixa Sergipana em direção ao Terreno Pernambuco-Alagoas. Tal diacronismo estrutural é indicativo do desenvolvimento de empurrões com transportes tectônicos distintos, característicos de estruturas com vergência dupla. Toda esta trama de empurrões é fortemente dobrada por tectônica transcorrente D 2, gerando dobramentos abertos e isoclinais de geração F 2 e foliação do tipo crenulação S 2. Por fim, toda região é afetada por tectônica rúptil que corta toda sequência.
Figura 1: Mapa simplificado da Província Borborema exibindo as principais subprovíncias com destaque para a área de estudo na Subprovíncia Meridional. SMC-Subprovíncia Médio Coreaú; SCC-Subprovíncia Ceará Central; SRN-Subprovíncia Rio Grande do Norte; STR-Subprovíncia Transversal e SME-Subprovíncia Meridional.
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Figura 2: Mapa simplificado da compartimentação estrutural da área de estudo com representação das estruturas planares em estereograma de igual área (em polo) de Schmit, hemisfério inferior. Este mapa é a integração da imagem SRTM, LANDSAT 8 ETM+ e o mapa geológico da Folha SC.24-X-D Arapiraca-CPRM. ZCPI- Zona de cisalhamento transpressional Jacaré dos Homens; ZCPI-Zona de cisalhamento transpressional Palmeira dos Índios; ZCBMJ-Zona de cisalhamento transpressional Belo Monte-Jeremoabo. 3. CONCLUSÕES
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A convergência obliqua entre o Cráton do São Francisco e o Terreno Pernambuco-Alagoas no Neoproterozoico desenvolveu extensas zonas de cisalhamento transpressionais subparalelas responsáveis por colocar os domínios da Faixa Sergipana sobre o Cráton do São Francisco. Na porção norte do Domínio Macururé destaca-se a ocorrência de uma zona de cisalhamento transpressional denominada Jacaré dos Homens com vergência para S/SE. Esta megaestrutura apresenta extensão a leste por meio da zona de cisalhamento transpressional de Palmeira dos Índios, porém, com vergência oposta para N. A brusca mudança de comportamento cinemático nessas zonas de empurrões indica que essas estruturas foram formadas diacronicamente em episódios de deformação não coaxial e devem representar uma superposição resultante da interferência entre duas faixas neoproterozoicas distintas. Diante do exposto, inferimos as seguintes possibilidades para configuração estrutural dessa região: I) a zona de cisalhamento Jacaré dos Homens seria uma ramificação da zona de cisalhamento transpressional Belo Monte-Jeremoabo e sua dupla vergência seria um retroempurrão ocasionado por movimentos transcorrentes durante o evento Brasiliano/Pan-Africano (Fase D 2); II) a zona de cisalhamento Jacaré dos Homens e Palmeira dos Indios representam episódios contracionais distintos durante o evento Brasiliano/Pan-Africano e III) a mudança da vergência está relacionada a episódios contracionais inversos durante os eventos Cariris Velhos e Brasiliano/Pan-Africano.
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GEOLOGIA E PETROGRAFIA DO GRANITO TASSEORO – FAIXA SUNSÁS – ORIENTE BOLIVIANO Autora: Valéria Damiani Rodrigues 1,3, Amarildo Salina Ruiz 2,3, Maria Zélia Aguiar de Sousa 2,3, Ramiro Matos 4,3Amanda Juliano Massuda 1, Marianna Correia de Castro1,3 1
Curso de Graduação em Geologia PIBIC/UFMT,
[email protected]; 2 Faculdade de Geologia, FAGEO/UFMT; 3 Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica – Guaporé 4 Universidad Mayor de San Andrés
1. INTRODUÇÃO O Granito Tasseoro está localizado na porção sudoeste do Cráton Amazônico, mais exatamente na Faixa Sunsás, no oriente da Bolívia. Descrito inicialmente por Litherland et al.( 1986), faz parte de um conjunto de plutons e batólitos relacionados ao magmatismo granítico gerado durante a Orogenia Sunsás (1.0 a 0.9 Ga). O propósito de trabalho é apresentar a caracterização geológica e petrográfica da intrusão granítica e discutir a colocação em relação a história deformacional da Faixa Sunsás. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL O estágio de aglutinação e consolidação do supercontinente Rodínia é caracterizado pela implantação de cinturões orogênicos acrescionários e colisionais em diversos segmentos cratônicos. No sudoeste do Cráton Amazônico, as Faixas Sunsás e Aguapeí representam os marcos tectônicos que registram o estágio de amalgamação do supercontinente, durante a Orogenia Sunsás. (RUIZ et al., 2007). O magmatismo granítico associado à evolução da Faixa Sunsás foi, com base em dados geocronológicos K-Ar e Rb-Sr e registros estruturais, agrupados em dois tipos por Litherland et al . (1986): 1) Granitos Sin-cinemáticos e 2) Granitos Pós-cinemáticos. 3. GEOLOGIA E PETROGRAFIA O Granito Tasseoro intrude as rochas metassedimentares do Grupo Sunsás, provocando nas mesmas uma aureola metamórfica com geração de hornfels . Trata-se de um batólito circular a levemente obliquo, com orientação do eixo maior segundo a direção EW (Figura 1 mapa geológico), é composto por rochas de cor rosa, granulação grossa a média, equigranular, isotrópica a levemente foliada. Diques aplíticos com largura de 10 a 20 cm são comuns nas encaixantes metassedimentares. (MATOS 2010)
Figura 1. Mapa geológico do Granito Tasseoro e suas encaixantes.
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O Granito Tasseoro é formado por rochas isotrópicas, holocristalinas, de composição monzo a sienogranítica, leucocráticas, de cor rosa-clara a esverdeada, quando alteradas na fase hidrotermal. É constituída por cristais de quartzo, feldspatos alcalinos, plagioclásio e biotita identificáveis à vista desarmada e de dimensões variadas caracterizando, respectivamente, texturas fanerítica e inequigranular. A granulação varia de média a grossa com tamanhos entre 1 mm e 2 cm. A forma geométrica das fases minerais é xenomórfica e a articulação entre elas é irregular com contatos por imbricamento mineral.
Figura 2. Aspecto macroscópico do Granito Tasseoro, destaque para a textura isotrópica e fraturas.
Ao microscópio, observa-se textura inequigranular média a grossa composição monzo a sienogranítica. O quartzo ocorre em grãos anédricos com extinção ondulante, lamelas e bandas de deformação e, em certas porções, está fragmentado e recristalizado. O plagioclásio apresenta-se em cristais subédricos tabulares a anédricos com geminações polissintéticas encurvadas e truncadas evidenciando um regime dúctil-ruptil de deformação; encontra-se intensamente alterado principalmente por argilização e saussuritizado produzindo sericita e grande quantidade de grãos de minerais do grupo do epidoto. Os feldspatos alcalinos apresentam intercrescimento pertítico em stringer e drops e estão representados pelo ortoclásio não maclado e pela microclina com geminação em grade, com alteração para argilominerais e sericita. A biotita é o único máfico primário essencial identificado e ocorre em lamelas e palhetas parcial a totalmente substituídas por clorita. A muscovita é produto de alteração dos feldspatos e é encontrada a eles associadas. Os minerais opacos ocorrem como fases primárias e como produtos de alteração.
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4. CONSIDERAÇÕES FINAIS
Do ponto de vista petrográfico o granito é formado por rochas isotrópicas, holocristalinas, de composição monzogranitica a sienogranítica, leucocráticas, de cor rosa-clara a esverdeada, quando alteradas na fase hidrotermal. Considerando a classificação dos granitos Sunsás, proposta por Litherland et al . (1986), o Granito Tasseoro enquadra-se na classe dos granitos pós-cinemáticos, pois apresenta seus corpos graníticos homogêneos, não deformados, com contatos intrusivos rasos e presença de auréolas de contato. 5. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS LITHERLAND, M.; ANNELS, R. N.; APLETON, J. D.; BERRANGÉ, J. P.; BLOOONFIELD, K.; BURTON, C.C.J.; DARBYSHIRE, D. P. F.; FLETCHER, C. J. N.; Hawkins, M.P.; Klinck, B. A.; LLANOS, A.; MITCHELL, W.I.; O’CONNOR, E. A.; PTIFIELD, P. E. J.; POWER, G.; WEBB, B. C. The geology and mineral resources of the Bolivian Precambrian shield. Overseas Memoir. British geological survey , n. 9, Londres, 1986. MATOS, R. Geocronologia e Evolução Tectônica Paleo-Mesoproterozoica do Oriente Boliviano – Região Sudoeste do Cráton Amazônico, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, Tese de Doutoramento 240 p., 2010 RUIZ, A. S.; SIMÕES, L. S. A.; ARAUJO, L. M. B.; GODOY, A. M.; MATOS, J. B.; SOUSA, M. Z. A. Cinturão Orogênico Aguapeí (1025 - 900Ma): Um Exemplo de Faixa Móvel Intracontinental no SW do Cráton Amazônico. In: XI Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos, 2007, Natal. Anais do XI SNET, 2007. v. único. p. 116-118.
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SEQUÊNCIA METASSEDIMENTAR DE ITAPECERICA VINCULADA À COLISÃO (2.0 Ga) DO CINTURÃO MINEIRO, CRATON DO SÃO FRANCISCO: GEOCRONOLOGIA U-PB EM ZIRCÃO DETRÍTICO, IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS E INFERÊNCIAS PALEOGEOGRÁFICAS W. Teixeira1, E.P. Oliveira2, P. Peng3, E.L. Dantas4, M.H.M. Hollanda1 1
Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, Brasil (
[email protected] ) 2 Instituto de Geociências, Universidade de Campinas, Brasil 3 Chinese Academy of Sciences, Beijing, China 4 Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Brasil
INTRODUÇÃO E ARCABOUÇO GEOLÓGICO Estudos geocronológicos U-Pb em zircão detrítico foram aplicados em rochas metassedimentares granulitizadas (kondalitos), que ocorrem em Itapecerica, estado de Minas Gerais. Os resultados lograram definir o vínculo tectônico da bacia precursora de Itapecerica com a evolução paleoproterozoica do Cinturão Mineiro, com base no arcabouço geológico local e regional. A interpretação aqui apresentada teve por paradigma a aglutinação do proto-São Francisco/Congo no contexto paleogeográfico do Supercontinente Columbia (Teixeira et al., no prelo). A sequência supracrustal de Itapecerica hospeda o segundo maior depósito de grafita do Brasil. O minério (grafita tipo flake) é explorado nas minas Tejuco Preto, Bambuí e Cafofo pela Nacional de Grafite, desde 1939 (www.grafita.com). Em termos genéticos, este tipo de minério sugere, a priori, que matéria carbonácea primária em sedimentos foi transformada em grafita em condições metamórficas de alto grau. No contexto local, as rochas metassedimentares de Itapecerica ocorrem como relíquias deformadas no interior de três estruturas dômicas elípticas adjacentes, identificadas em interpretações geofísicas com controle geológico (Zacchi et al., 2007; Campello et al., 2015). As estruturas são circundadas por leucogranitoides peraluminosos e ortogneisses, parcialmente migmatizados que representam o substrato cristalino neoarqueano da porção sul do Craton do São Francisco (Campello et al., 2015; Teixeira et al., 2017). As feições elípticas são circundadas por zonas de cisalhamento E-W (Chaves et al., 2015), e situam-se nas proximidades da Zona de Cisalhamento de Cláudio – importante feição estrutural que secciona o embasamento arqueano da porção sul do Craton do São Francisco. Ao longo da Zona de Cisalhamento de Cláudio estão documentados retrabalhamento crustal e transformação de metagranito em migmatito, conforme datações SHRIMP em zircão com idade entre 2050 - 2030 Ma (Ca rvalho et al., 2016). Este padrão geocronológico é semelhante ao da época de colisão do Cinturão Mineiro que também induziu a estruturação em dobras e falhas do embasamento arqueano no Quadrilátero Ferrífero, a leste da área de estudo (Alkmim e Teixeira, 2017). Cabe notar que o Cinturão Mineiro é um importante componente da Orogenia Minas (2470 - 2000 Ma), preservado em um amplo domínio imediatamente ao sul do lineamento Jeceaba-Bom Sucesso que o separa do substrato arqueano. As rochas deste cinturão, essencialmente ortognaisses de composição variada e sequências metavolcanosedimentares, foram geradas em sucessivos arcos acrescionários de natureza oceânica e/ou continental (e.g., 2.36-2.31; 2.23-2.20; 2.17-2.09 Ga) – Barbosa et al. (2015), Teixeira et al. (2015); Alkmim e Teixeira (2017). Na mina Cafofo, objeto do estudo geocronológico, ocorrem três unidades principais: i) granada-cordieritasillimanita-biotita-grafita xisto; ii) intercalações (bandas) de sillimanita-granada-muscovita quartzito no xisto ou na sua base; iii) sillimanita-granada-biotita paragnaisse com filmes de grafita, sotoposto a pacote xisto-quartzito. O pacote está deformado e exibe estruturação N40E. O paragnaisse conta com uma determinação radiométrica preliminar U-Th-PbT (método químico) que indicou idade em monazita de 2010 ± 19 Ma. Este resultado foi interpretado como a idade mínima do evento metamórfico regional (Chaves et al., 2015), sendo coerente com a idade U-Pb em zircão documentada para a recristalização de um gnaisse charnockítico (2066+24/-18 Ma), localizado ao sul de Itapecerica (Oliveira, 2004). A paragênese metamórfica das rochas metassedimentares de Itapecerica inclui cordierita, sillimanita, feldspato potássico mesopertítico, granada, grafita e biotita, sendo característica da facies granulito, re-
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equilibrado na facies anfibolito (e.g., Chaves et al., 2015). Trata-se de uma paragênese de alto grau metamórfico que é peculiar das rochas da suite kondalítica, correspondente dos granulitos aluminosos derivados de protolitos sedimentares com granada e sillimanita, podendo ou não conter espinélio, cordierita e grafita (e.g., Condie et al., 1992). Do ponto de vista geodinâmico, os cinturões dobrados com kondalitos representam bacias sedimentares que foram submetidas à deformação e à facies granulito por conta de processos de subducção-colisão. Esses processos, por sua vez, estão vinculados usualmente ao amálgama de blocos continentais, a exemplo dos cinturões com suites kondalíticas (1.95-1.85 Ga) partícipes da colisão dos blocos oriental e ocidental do Craton do Norte da China (Peng et al., 2014 e referências internas).
RESULTADOS LA-ICPMS U-PB Os estudos isotópicos foram obtidos em amostras selecionadas da sequência supracrustal de Itapecerica, bem como do embasamento cristalino. As rochas do embasamento indicaram idades U-Pb de cristalização em zircão entre 2753 ± 81 e 2679 ± 61 Ma, enquanto a superposição metamórfica foi datada em 2069 ± 84 Ma. Um leucogranito (amostra de furo de sondagem), também coletado na mina de Itapecerica, indicou a idade de cristalização de 2705 ± 83 Ma (intercepto superior) com MSWD = 3.4. Trata-se, portanto, do embasamento neoarqueano que contêm a estrutura elíptica de Itapecerica entre outras próximas. Um gnaisse charnockítico nas proximidades (Mina Corcovado) indicou uma idade Sm-Nd (“linear array” granada + rocha total) de 2086 ± 19 Ma. As duas idades paleoproterozoicas de amostras do embasamento arqueano refletem a época do metamorfismo granulítico progressivo regional, vinculado às etapas finais da evolução do Cinturão Mineiro, à semelhança de outras feições de retrabalhamento crustal do embasamento cristalino (Alkmim e Teixeira, 2017; Teixeira et al., 2017). Os estudos de proveniência em zircão detrítico da sequência supracrustal de Itapecerica indicaram uma idade máxima de deposição, definida pelo intercepto superior na Concórdia de 2077 ± 20 Ma (MSWD=2.7), obtida no sillimanita-granada-biotita paragnaisse. As análises isotópicas deste conjunto de dados indicaram valores Th/U entre 0.16 e 0.90, que são compatíveis com zircão magmático. O granada-cordierita-sillimanita-biotita-grafita xisto indicou idade U-Pb de intercepto superior de 2054 ± 19 [±20] Ma, calculada com spots igneous e recristalizados, conforme os valores Th/U. O sillimanita-granada-muscovita quartzito indicou idade U–Pb de intercepto superior de 2129 ± 11 Ma. O espectro de idade (concordância ± 100%) nos diagramas de probabilidade relativa para zircões extraídos do quartzito, xisto e paragnaisse indicaram picos unimodais de idade principais entre 2130 e 2080 Ma e subordinados entre 2260 e 2290 Ma. Há também registro pontual de idades da ordem de 2380, 2460 Ma além de raras idades arqueanas (e.g., 3150 Ma). Esse padrão geocronológico sugere que a bacia precursora (Itapecerica) foi preenchida essencialmente por material proveniente da erosão dos ortognaisses e granitoides produzidos pelos arcos magmáticos do Cinturão Mineiro, além da escassa contribuição de fontes arqueanas. As análises para zircões metamórficos (valores Th/U ≤ 0.01) indicaram idades U-Pb de intercepto superior de 1997 ± 20 Ma e 1971 ± 40 Ma no paragnaisse e quartzito, respectivamente. Estas idades definiram temporalmente o metamorfismo granulítico e têm também relação com a época da conversão do material carbonáceo em grafita no depósito de Itapecerica. Pelo exposto, os dados isotópicos indicaram que os protólitos sedimentares da sequência supracrustal de Itapecerica foram submetidos ao metamorfismo granulítico (collisional) há c. 2.00 Ga, pouco após a deposição (idade máxima do zircão detrítico mais jovem de 2.08 Ga). A sedimentação deu-se em ambiente convergente, formado em função da justaposição do cinturão Mineiro ao longo da margem continental neoarqueana. Parte desta margem continental está representada pelos estratos do Supergrupo Minas, situados no lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (Alkmim e Teixeira, 2007) que foram deformados e falhados por conta da colisão do arco terminal que construiu o Cinturão Mineiro.
INTERPRETAÇÃO TECTÔNICA Dois segmentos de um sistema orogênico acrescionário/collisional ilustram o cenário paleoproterozoico do Craton São Francisco, respectivamente o Orógeno Minas (meridional) e o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá (setentrional) (e.g., Teixeira et al., 2017; Alkmim e Teixeira, 2017, Barbosa e Barbosa, 2017 e referências 106
internas) e seu correlato no Craton Oeste-África (Orógeno Eburneano). Este sistema orogênico, de longa duração (2.47 – 2.00 Ga), envolveu múltiplos episódios acrescionários combinados com consumo da litosfera oceânica via colisões diacrônicas entre os arcos magmáticos. O regime geodinâmico culminou com a aglutinação dos blocos arqueanos intervenientes para então edificar o chamado paleocontinente São Francisco/Congo há c. 1.95 1.90 Ga (Teixeira et al., 2017). No segmento orogênico setentrional, por exemplo, o processo colisional (2.08 2.05 Ga) está marcado por metamorfismo de ultra-alta temperatura (enclaves em gnaisses com safirina), gnaisses charnockíticos anatéticos (com granada e cordierita) e subordinadamente pelos granulitos derivados de protolitos sedimentares, representados por grafita xistos, xistos manganesíferos e quartzitos a granada (e.g., Peucat et al., 2011 e referências internas). No caso do Cinturão Mineiro, a colisão contra o antepaís arqueano, vinculada ao estágio final da Orogenia Minas, ocorreu mais tarde há c. 2.00 Ga, apontando para a polaridade do crescimento crustal durante o paleoproterozoico. O registro colisional está representado pelas idades U-Pb (zircão) e Sm-Nd (mineral) aqui reportadas para o metamorfismo de alto grau na sequência supracrustal de Itapecerica e seu embasamento local, mas também pela geração do Migmatito Kinawa na Zona de Cisalhamento Cláudio (Carvalho et al., 2016), e ainda pela reativação tectônica das rochas arqueanas do Quadrilátero Ferrífero (Alkmim e Teixeira, 2017). A colisão do arco final do Cinturão Mineiro induziu não só a deformação e fatiamento tectônico das rochas do Supergrupo Minas ao longo do lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, mas também edificou as cordilheiras que forneceram os clastos para a bacia Itapecerica e para o seu provável correlativo – a bacia do Grupo Sabará no Quadrilátero Ferrífero (Alkmim e Teixeira, 2017 e referências internas).
INFERÊNCIAS PALEOGEOGRÁFICAS No contexto global, o sistema orogênico paleoproterozoico que formou o paleocontinente São Francisco/Congo é contemporâneo com o período de construção do Supercontinente Columbia, documentado por cinturões colisionais e suturas continentais com ápice entre 1.95 - 1.85 Ga (e.g., Zhao et al., 2005 e referências internas). Um desses exemplos é o Orógeno Jiao-Liao-Ji, localizado na margem leste do Craton Norte da China, onde kondalitos, granulitos de ultra-alta temperatura, charnockitos anatéticos, bem como grandes depósitos de grafita estão documentados no arco magmático da Coreia (Peng et al., 2014 e referências internas). As similaridades tectônicas entre o Craton Norte da China e o Craton do São Francisco, incluindo os depósitos de grafita vinculados a kondalitos, permitem aqui esboçar uma reconstrução paleogeográfica, posicionando-os relativamente próximos no período 2.00 – 1.78 Ga. O modelo geodinâmico considera o desenvolvimento de duas orogêneses acrescionárias paleoproterozoicas ao longo de margens continentais ativas e opostas paleogeograficamente. Este processo envolveu a rotação do paleocontinente São Francisco/Congo durante o fechamento progressivo do oceano interveniente, condicionado por subducções e colisões múltiplas dos arcos individuais no período de 2.47 a 1.80 Ga. O consumo da litosfera oceânica para leste durante a Orogenia Minas ocorreu ao longo da margem continental neoarqueana do protoCraton São Francisco e finalizou por volta de 2.00 Ga, gerando os kondalitos de Itapecerica e o metamorfismo granulítico superposto no embasamento cristalino. Já as múltiplas subducções do assoalho oceânico para oeste (Orogenia Jiao-Liao-Ji) tiveram polaridade para o Craton Norte da China. O processo levou à aproximação do paleocontinente São Francisco/Congo (estabelecido há 2.00 Ga) perante a margem continental ainda ativa do proto-Craton Norte da China. Neste caso, o arco da Coreia responderia pela justaposição (tipo arco/continente) final entre as duas placas litosféricas, via consumo total do oceano por volta de 1.95-1.88 Ga. Este episódio colisional gerou os kondalitos muito ricos em grafita (mina Nanshu) ao longo da sutura correspondente. A reconstrução paleogeográfica é coerente com as condições de metamorfismo de alto grau que geraram os depósitos de grafita de Itapecerica e Nashu, embora sejam episódios diacrônicos. O esboço geodinâmico oferece uma nova perspectiva para a reconstrução do Supercontinente Columbia, tendo como paradigmas o Craton Norte da China e o paleocontinente São Francisco/Congo. Usualmente esta última entidade cratônica não tem sido considerada nos modelos do Columbia, face à falta de polos paleomagnéticos do Paleo- e Mesoproterozoico de qualidade. A aglutinação supercontinental também explica a abundante atividade intraplaca subsequente, registrada em todos os blocos participantes do Columbia (incluindo Báltica), esta do condicionada à inerente insulação termal e perturbações decorrentes no manto sublitosférico. 107
Esta atividade está associada a uma pluma mantélica (1.79 - 1.78 Ga), situada na extremidade meridional (coordenadas atuais) do Craton Norte da China (Peng et al., 2008).
REFERÊNCIAS Alkmim, F.F., Teixeira, W., 2017. The Paleoproterozoic Mineiro belt and the Quadrilátero Ferrífero. M. Heilbron, F. Alkmim, U. G. Cordani (guest editors) In: The São Francisco Craton and its margins, Eastern Brazil. Regional Geology Review Series. Springer-Verlag, capítulo 5, pp. 71-94. Barbosa, N.S., Teixeira, W., Ávila, C.A., Montecinos, P.M., Bongiolo, E.M., 2015. 2.17–2.10 Ga plutonic episodes in the Mineiro belt, São Francisco Craton, Brazil: U-Pb ages, geochemical constraints and tectonics. Precambrian Research 270, 204-225. Campello, M.S., Vaz, B.B., Oliveira, M.A.S., Ávila, M.A.C., 2015. Relatório e mapa geológicos 1: 100.000 da Folha Formiga SF.23-V-B-III. Projeto Fortaleza de Minas, CODEMIG/UFMG. A.C. Pedrosa Soares (coord.). 62 pp. Carvalho, B.B., Sawyer, E.W., Janasi, V.A., 2016. Crustal reworking in a shear zone: transformation of metagranite to migmatite. Journal of Metamorphic Petrology 34, 237-264. Barbosa, J.S.F., Barbosa, R.G., 2017. The Paleoproterozoic Eastern Bahia Orogenic Domain. M. Heilbron, F. Alkmim, U. G. Cordani (guest editors) In: The São Francisco Craton and its margins, Eastern Brazil. Regional Geology Review Series. Springer-Verlag, capítulo 4, pp. 57-69. Chaves, A.O., Campello, M.S., Pedrosa Soares, A. C., 2015. Idade U-Th-PbT de monazitas do sillimanitagranada-biotita gnaisse de Itapecerica (MG) e a atuação da orogenia Riaciana-Orosiriana no interior do Craton do São Francisco. Geociências 34, 324-334. Condie, K., Boryta, M.D., Liu, J., Xianglin Qian, X., 1992. The origin of khondalites: geochemical evidence from the Archean to Early Proterozoic granulite belt in the North China craton. Precambrian Research 59, 207233. Oliveira, A.H., 2004. Evolução tectônica de um fragmento do Cráton São Francisco Meridional com base em aspectos estruturais, geoquímicos (rocha total) e geocronológicos (Rb-Sr, Sm-Nd, Ar-Ar, U-Pb). Tese de Doutorado, Universidade Federal de Ouro Preto, Brasil. 92 pp. Peng, P., Zhai, M. G., Ernst, R. E., Guo, J. H., Liu, F., Hu, B., 2008. A 1.78 Ga large igneous province in the North China craton: The Xiong’er Volcanic Province and the North China dyke swarm. Lithos 101 (3), 260–280. Peng, P., Wang, X., Windley, B. F., Guo, J., Zhai, M., Li, Y., 2014. Spatial distribution of 1950–1800 Ma metamorphic events in the North China Craton: Implications for tectonic subdivision of the craton. Lithos 202– 203, 250–266. Peucat, J.J., Barbosa, J.S.F., Paquette, J.L., Martin, H., Fanning, C.M., Leal, A.B.M., 2011.Geochronology of granulites from the south Itabuna-Salvador-Curaçá Block, São Francisco Craton (Brazil): Nd isotopes and U-Pb zircon ages. Journal of South American Earth Sciences 31, 397-413. Teixeira, W., Ávila, C.A., Dussin, I.A., Corrêa Neto, A.V., Bongiolo, E.M., Santos, J.O.S., Barbosa, N., 2015. Zircon U-Pb-Hf, Nd-Sr constraints and geochemistry of the Resende Costa Orthogneiss and coeval rocks: new clues for a juvenile accretion episode (2.36-2.33 Ga) in the Mineiro belt and its role to the long-lived Minas accretionary orogeny. Precambrian Research 256, 148-169. Teixeira, W., Oliveira, E.P., Marques, L.S., 2017. The nature and evolution of the Archean Crust of the São Francisco Craton. M. Heilbron, F. Alkmim, U. G. Cordani (guest editors). In: São Francisco Craton, Eastern Brasil: tectonic genealogy of a miniature continent. Regional Geology Review Series. Springer-Verlag. Chapter 3, pp. 29-56. Teixeira, W., Oliveira, E.P., Peng, P., Dantas, E,L., Hollanda, M.H.M., 2017. U-Pb geochronology of the 2.0 Ga Itapecerica graphite-rich supracrustal succession in the São Francisco Craton: tectonic matches with the North China Craton and paleogeographic inferences. Precambrian Research (no prelo). Zacchi, E.N.P., Silva, A.M., Toledo, C.L.B., Souza-Filho, C.R., 2007. As três anomalias elípticas da porção sul do Craton São Francisco: novos alvos para a mineração da grafita? Revista Brasileira de Geofísica 25 (4), 421431. Zhao, G., Sun, M., Wilde, S.A., Sanzhong, L., 2005: Late Archean to Paleoproterozoic evolution of the North China Craton: key issues revisited. Precambrian Research 136, 177–202. 108
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METAMORFISMO E TERMOBAROMETRIA DE PELITOS DA FORMAÇÃO CAPIRU: IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS PARA FAIXA RIBEIRA MERIDIONAL Frederico Meira Faleiros1 1Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo, e-mail:
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A Formação Capiru é uma unidade maior presente na porção meridional da Faixa Ribeira, ocorrendo desde a região leste do Paraná até o extremo sul do estado de São Paulo, sendo considerada como uma sucessão marinha de plataforma de águas rasas e litorâneas. Análises isotópicas U-Pb em grãos de zircão detrítico forneceram idade máxima de deposição de 1000-900 Ma. Uma idade mínima de deposição de 630-580 Ma é indicada pela deformação/metamorfismo brasiliano que afetou a unidade. Assim, os dados disponíveis sugerem que a unidade foi depositada entre o Toniano e o Ediacarano. A Formação Capiru representa a unidade de mais baixo grau metamórfico do Terreno Curitiba, onde metapelitos de fácies anfibolito alto a granulito da Formação Turvo-Cajati registram gradiente metamórfico de campo acima do gradiente barroviano. A Formação Capiru até então não havia sido objeto de estudos petrológicos quantitativos, que são fundamentais para elaboração de modelos tectônicos mais completos para o Terreno Curitiba e para o Cinturão Ribeira Meridional. Este trabalho apresenta resultados de modelamento petrológico e termobarometria de metapelitos aluminosos da Formação Capiru. A Formação Capiru é constituída por sucessões de metapelito (ardósia, filito e xisto) com intercalações de pacotes de dezenas a centenas de metros de espessura de mármore dolomítico e quartzito. Os corpos de metapelito, são dominados por ardósia bege, cinza-claro ou cinza-escuro, com proporções relativamente baixas a altas de matéria carbonosa. Dois grupos principais de metapelito são distinguidos petrograficamente: (a) pobre em alumínio e (b) rico em alumínio. Os metapelitos pobres em alumínio são dominados por ardósia ou filito formados essencialmente por sericita (50 a 85% em volume) e quartzo (5 a 45%). Quando presente a biotita representa de 3 a 13% em volume. Acessórios principais incluem magnetita, rutilo, clorita, turmalina e zircão. A estrutura principal é uma clivagem de crenulação (S2) que transpôs parcialmente uma clivagem contínua (S 1), preservada em micrólitons, ambas definidas pela isorientação de sericita e quartzo. A biotita é marrom-alaranjada, porfiroblástica, subédrica a pisciforme e encontra-se preferencialmente orientada ao longo da clivagem S 2. Os porfiroblastos de biotita exibem sombras de deformação e inclusões internas orientadas segundo uma clivagem ondulada em continuidade com a clivagem externa, indicando que o crescimento de biotita foi sin-cinemático e que o pico metamórfico foi contemporâneo ao desenvolvimento da clivagem S 2. Em alguns domínios a clivagem de crenulação evoluiu para um bandamento diferenciado definido por alternâncias entre leitos micáceos e quartzosos e, em casos extremos, para uma clivagem contínua com transposição total da S 1. Os leitos quartzosos apresentam textura granoblástica interlobada ou poligonizada, sugerindo recristalização por migração de bordas de grãos e crescimento estático, respectivamente. Os metapelitos ricos em alumínio incluem ardósia e xisto. A ardósia é formada essencialmente por sericita, cloritoide, cianita e óxidos opacos. Quartzo, rutilo e feldspato são os acessórios principais. A ardósia apresenta uma laminação composicional marcada por alternâncias entres níveis com diferentes conteúdos de matéria carbonosa. A cianita e o cloritoide são porfirobláticos, euédricos a subédricos e estão imersos em matriz lepidoblática formada por sericita, óxidos e quartzo, definindo uma clivagem contínua paralela ao bandamento composicional. Raramente ocorrem micrólitons com uma clivagem anterior (S 1) preservada, indicando que a foliação principal (S 2) evoluiu de uma clivagem de crenulação. A cianita está preferencialmente orientada ao longo da S2 e apresenta sombras de deformação, indicando crescimento sin-cinemático. O cloritoide está disposto em orientação aleatória, truncando a foliação, indicando crescimento pós-S 2. Ocorrem também porfiroblastos ovalados de feldspato, orientados ao longo da S 2 e com sombras de deformação. A S2 é afetada por uma crenulação espaçada e fortemente oblíqua sem foliação associada. Nos xistos, cianita, sericita e óxidos são sempre minerais essenciais, enquanto cloritoide e quartzo podem ser essenciais ou acessórios. A estrutura principal é uma xistosidade definida por orientação preferencial de poiquiloblastos de cianita. Poiquiloblastos de 109
cianita e cloritoide apresentam inclusões minerais alinhadas segundo bandamento diferenciado submilimétrico definido por alternâncias entre níveis lepidoblásticos ricos em sericita e níveis granoblásticos ricos em minerais opacos, ambos de granulação muito fina. Em algumas amostras sericita e minerais opacos estão presentes exclusivamente como inclusões em poiquiloblastos, enquanto em outras amostras formam uma matriz muito fina, bandada, que alcança teor máximo de 30% em volume. O bandamento diferenciado está associado a uma clivagem de crenulação (S 2) que traspôs parcialmente uma clivagem (S 1) definida por isorientação de sericita e minerais opacos. Por vezes, os poiquiloblastos de cianita e cloritoide apresentam inclusões orientadas segundo bandamento composicional ondulado e em continuidade com o bandamento externo, e comumente com sombras de deformação da S2, indicando crescimento sin-S 2. Localmente ocorrem porfiroblastos de cianita com inclusões da foliação S1 dobrada. Análises químicas em rocha total realizadas em 4 amostras de metapelito rico em alumínio indicam teores muito altos de Al 2O3 (entre 23 e 34% em peso) e Fe 2O3 (17 a 32%) e teores muito baixos de K 2O, MgO e MnO, quando comparados a composições de metapelitos mais comuns. Dados petrográficos de campo e microscópicos indicam que a Formação Capiru atingiu regionalmente metamorfismo de fácies xisto-verde intermediário, correspondente à zona da biotita, para metapelitos pobres em alumínio, e zona com cloritoide e cianita, para metapelitos ricos em alumínio. Segundo grades petrogenéticas disponíveis do sistema KFMASH grande parte dos campos de estabilidade das paragêneses apresentadas por rochas das duas zonas metamórficas se superpõem, de modo que a variação paragenética deve estar relacionada apenas à variação composicional das rochas e não variação de temperatura. A paragênese encontrada nos metapelitos aluminosos (sericita + quartzo + cianita + cloritoide) permite fazer algumas inferências sobre as temperaturas mínimas e máximas pelas quais a Formação Capiru foi submetida. A presença de cianita indica que a reação (1) de quebra da pirofilita foi ultrapassada, indicando temperatura mínima de 380-430ºC e pressão acima de 2,5 kbar. Prl = Ky + Qtz + H 2O
(1)
A ausência ou escassez de clorita em paragênese progressiva permite interpretar que os metapelitos ricos em alumínio não tem composição para formação de granada por reação contínua de consumo de clorita. Desta maneira, o limite superior de temperatura para paragênese com cloritoide e clorita seria dado pela reação (2) de formação de estaurolita, que não foi ultrapassada, e ocorre em condições entre 530-600 ºC e 4-12 kbar. Ky + Ctd = St + Chl
(2)
Um diagrama de fase isoquímico foi produzido no sistema MnNCKFMASHTO com o programa Perple_X usando a composição da amostra DR-420. Segundo esta modelagem a paragênese observada (sericita + quartzo + cianita + cloritóide + clorita + hematita + rutilo) é estável nos intervalos de 400-540 ºC e 2,9-12,4 kbar (Fig. 1). Grãos de quartzo em sombras de deformação ao redor de porfiroblastos de cianita apresentam associações de inclusões fluidas ricas em CO 2 com modos de ocorrência sugestivos de naturezas primárias e pseudossecundárias. Temperaturas de fusão abaixo do ponto triplo do CO 2 puro (-56,6 ºC) indicam a presença de quantidades menores de outros gases, tais como N 2 e CH4. Temperaturas de homogeneização entre -31 e -8 ºC indicam densidades entre 1,08 e 0,97 g/cm 3, considerando puro CO 2. O campo de estabilidade mineral da amostra DR-420 e as isócoras calculadas com as propriedades das inclusões fluidas fornecem uma estimativa de 410-480 ºC e ~5 kbar (Fig. 1).
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Figura 1: Diagrama de fase isoquímico no sistema MnNCKFMASHTO elaborado com o programa Perple_X. O campo de estabilidade da paragênese presente na amostra DR-420 encontra-se hachurado. A curva negra representa isócora calculada para inclusão carbônica com densidade de 1,08 g/cm 3. Os dados termobarométricos obtidos para a Formação Capiru permitem expandir o gradiente metamórfico de campo do Terreno Curitiba para temperaturas mais baixas. Os novos dados obtidos confirmam um gradiente acima do barroviano para a porção de mais baixo grau do Terreno Curitiba, o que pode ser explicado por uma evolução tectônica envolvendo subducção de crosta fria seguida de colisão continental. Apoio: Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP), processo 2015/04487-7.
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CARACTERIZAÇÃO DE ROCHAS METAMÁFICAS DO ARCO MAGMÁTICO DO OESTE DA BAHIA SITUADAS NA REGIAO ENTRE CACULÉ E IBITIRA, BAHIA 1
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Ravena Santos Vitória , Simone Cerqueira Pereira Cruz , Angela Beatriz de Menezes Leal
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Universidade Federal da Bahia, Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geologia. e-mail:
[email protected]
1. INTRODUÇÃO O Arco Magmático do Oeste da Bahia (Cruz et al., 2016; Figura 1a,b) compreende granitoides siderianos (Rio do Paulo, Bastos-Leal et al., 1998) e riacianos (Veredinha, Ibitiara-Queimada Nova, Aracatu, Lagoa das Almas, Humaitá e Jusiape (Santos-Pinto et al., 1998; Cruz et al., 2016 e referencias citadas), rochas máficas, plutônicas e vulcânicas (Vitória, 2014), e rochas metassedimentares (Cruz et al., 2014, 2015, 2017, neste volume) que ocupam o topo das unidades convencionalmente denominadas de Greenstones Belts por Cunha et al. (2012). Na região entre as cidades de Ibitira e Caculé (Figura 1c) afloram rochas metamáficas intercaladas com metarcóseo, queluzitos, itabiritos, mármores, xistos aluminosos e quartzitos que vêm sendo posicionadas no Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba por diversos autores (Cunha et al., 2012, dentre outros). Entretanto, os dados de zircões detríticos obtidos nas unidades metassedimentares a elas intercaladas permitem reposicionar essas rochas ígneas como relacionadas com as supracrustais, ou plutonitos, associadas com o Arco Magmático do Oeste da Bahia. Essas rochas metassedimentares estão gnaissificadas e migmatizadas em graus variáveis. Este trabalho pretende apresentar uma síntese dos estudos realizados nessas rochas metamáficas e propor um modelo tectônico relacionado com sua colocação.
2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL O embasamento do Arco Magmático do Oeste da Bahia (Cruz et al., 2016, Figura 1), cujo embasamento é composto por rochas gnaissificadas datadas do Paleo ao Neoarqueano (Marinho, 1991; Santos-Pinto et al., 1998, 2012; Bastos-Leal et al., 1998; Barbosa et al., 2012; Cruz et al., 2012) e por Greenstone Belts e sequências metavulcanossedimentares arqueanas, formalmente denominadas de Guajeru, Umburanas, Brumado e Contendas Mirante. Como unidades magmáticas pertencentes ao Arco do Oeste da Bahia, Cruz et al. (2016) incluíram: (i) a Suíte Bom Sucesso, composta por rochas plutônicas félsicas, metaluminosas a peraluminosas; (ii) a Suíte Guanambi, que compreende granitoides alcalinos, shoshoníticos e ultrapotássicos e a (iii) uma suíte que abriga rochas plutônicas e vulcânicas metamáficas toleíticas, objeto de interesse neste trabalho, que intercalam-se com rochas metassedimentares com zircões detríticos de até 2.2 Ga (Cruz et al. 2017, neste volume). Em conjunto, essas unidades compõem a Paleoplaca Gavião (Cruz et al., 2016). Intrudindo o Arco Magmático do Oeste da Bahia e seu embasamento ocorre a Suíte Intrusiva Lagoa Real, com idade em torno de 1,7 Ga e que compreende metasienitos, metasienogranitos e metaálcalifeldspato granitos (Cruz et al., 2007). São rochas alcalinas e anorogênicas (Machado, 2008) que foram gnaissificadas em zonas de cisalhamento ediacaranas e abrigam lentes de albititos mineralizados em urânio (Cruz et al., 2007). Unidades dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco recobrem as rochas mais antigas do que 1.8 Ga da Paleoplaca Gavião. O Espinhaço é constituído essencialmente por rochas metassedimentares terrígenas com intercalações de rochas metavulcânicas ácida, com evolução de 1.77 a 1.1 Ga (Danderfer et al., 2015; Chemale Junior et al., 2012), enquanto que o São Francisco abriga, predominantemente, rochas terrígenas e carbonáticas (Guimarães et al., 2012) e, subordinadamente, rochas metavulcânicas félsicas, de idade 669 ±14 Ma (Santana, 2016). Na região compreendida entre Ibitira e Caculé a associação de rochas metamáficas, plutônicas e vulcânicas, e rochas metassedimentares do Arco Magmático do Oeste da Bahia estão cavalgadas pelos metagranitoides miloníticos e gnaissificados da Suite Intrusiva Lagoa Real, do Estateriano, e por charnockitos de idade ainda não determinada. Essa associação de rochas supracrustais faz contato tectônico por zona de cisalhamento NS, transpressional, sinistral com reativação destral, com ortognaisses arqueanos do Complexo Gavião (Figura 1).
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Figura 1: a e b) Mapas de situação e contexto regional da Paleoplaca Gavião. Adaptado de Cruz et al . (2016). O retângulo em vermelho representa a área da figura c; c) Mapa da área estudada. Modificado de Cruz et al. (2012).
3. AS ROCHAS MÁFICAS As rochas máficas estudadas ocorrem como corpos boudinados de dimensões variadas, com cor preta e granulação variando entre fanerítica grossa a afanítica. Podem ocorrer isotrópicas ou apresentando xistosidade contínua. A granulometria varia de fina a média a afanítica.
3.1. Petrografia As rochas ainda exibem feições primárias, tais como a microestrutura bastopoiquilítica e blastoporfirítica, associadas com a inclusão de apatita e zircão em plagioclásio e de hornblenda imersa numa matriz mais fina, respectivamente. Outras microestruturas observadas foram: (i) granoblástica granular e poligonal relacionada com quartzo e plagioclásio; (ii) nematoblástica, pela orientação preferencial de anfibólios; (iii) lepidoblástica e decussada, relacionadas com a orientação preferencial e a falta dela em biotita, respectivamente; (iv) poiquiloblástica, marcada pela inclusão de piroxênio em hornblenda; (v) pseudopoiquilítica, vista pela inclusão de epídoto, zoizita/clinozoizita e quartzo na hornblenda e plagioclásio, de titanita na hornblenda e inclusão de epídoto na granada, antofilita e quartzo. Feições de reação aparecem 113
associadas à formação de epidoto, quartzo e clorita nas bordas dos anfibólios e, no centro, a ocorrência de minerais opacos e titanita, além de agregados de zoizita/clinozoizita, carbonato e epídoto no centro de grãos de plagioclásio. Os minerais essenciais são plagioclásio e anfibólios (hornblenda) e os acessórios são grunerita, antofilita, actinolita, diopsídio, quartzo, biotita granada, biotita, epidoto, zoizita/clinozoizita, titanita, apatita, zircão, clorita e carbonato. A mineralogia de metamorfismo progressivo, de fácies anfibolito alto, é constituída por hornblenda, diopsídio, grunerita, antofilita, quartzo e granada. A ausência de K-feldspato nessas rochas sugere que a biotita está relacionada com a entrada de potássio no sistema, que possivelmente está associada com metassomatismo associado com os processos de migmatização das unidades metassedimentares. Por sua vez, a mineralogia regressiva é constituída por clorita, actinolita, carbonato, epidoto, zoizita/clinozoizita e quartzo. Apatita, titanita e zircão são minerais ígneos que podem ter se recristalizado no metamorfismo. Em geral, as rochas podem ser classificadas como anfibolitos ( sensu Fettes e Desmons, 2007). Em amostras com microestruturas ígneas ainda preservadas, a granulometria afanítica permite interpretar a presença de metabasaltos, com componentes subvulcânicos.
3.2 Geoquímica O estudo geoquímico foi realizado em dezessete amostras, onde foram analisados elementos maiores, menores e traços. Por se tratarem de rochas metamórficas, inicialmente foi feito o estudo de mobilidade de elementos (MPR, Pearce, 1968) que mostrou uma linha de correlação entre as amostras, adequadas ao estudo geoquímico. A classificação baseada no conteúdo álcalis-sílica (TAS) mostra que as rochas são subalcalinas e plotam no campo dos basaltos/gabros (rochas metavulcânicas, predominantes, e metaplutônicas, respectivamente). Apenas três amostras foram classificadas como basaltos andesíticos. As rochas são toleíticas (Diagrama AFM) com empobrecimento relativo em MgO no sentido da diferenciação. Os diagramas ETR revelaram a existência de três grupos distintos, A, B e C. De modo geral, dentro de cada grupo há um enriquecimento dos ETR leves em relação aos pesados. Ao comparar os padrões obtidos com os propostos por McDonough e Sun (1995) percebe-se que o Grupo A é compatível com o trend E-MORB, enquanto B e C são relacionáveis ao OIB. Os diagramas multielementares mostram enriquecimento em direção aos elementos incompatíveis, anomalia negativa de Sr e Nb e anomalia positiva de Ce, comportamentos que podem estar associados a zonas de subducção e contribuição crustal (Rollinson, 1993). O diagrama Th-Ta-Hf sugere que as rochas máficas são basaltos associados a um arco com possível contribuição crustal. Essa relação também aparece nos diagramas de elementos HFS de Condie (2005), dessa vez associado com possível contribuição de fonte enriquecida.
4. CONCLUSÕES As rochas máficas do Arco Magmático do Oeste da Bahia que afloram entre as cidades de Ibitira e Caculé correspondem a metavulcânicas, metassubvulcânicas e plutônicas. As rochas metavulcânicas foram classificadas quimicamente como metabasaltos e metabasaltos andesíticos toleíticos cujo embasamento são as rochas arqueanas da Paleoplaca Gavião. Considerando as idades obtidas em metabasaltos de unidade intermediária do Greenstone Belt Riacho de Santana por Rodrigues et al. (2012), essas rochas são representantes do magmatismo associado a um arco magmático desenvolvido, possivelmente, no Riaciano. O metamorfismo regional progressivo é de fácies anfibolito e o regressivo pertence à fácies xisto-verde. Considerando a paragênese progressiva e a composição modal, pode-se classificar as rochas como anfibolitos. Os diagramas relacionais de elementos traço sugerem participação de uma fonte enriquecida e outra crustal na gênese dessas rochas.
Agradecimentos Os autores agradecem a colaboração do CNPq pela bolsa de pesquisa de Simone Cerqueira Pereira Cruz (Processos 306744/2012-0 e 303451/2015-7) de Angela B. M. Leal. Também agradecem à Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela bolsa de Mestrado de Ravena Santos Vitória.
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TECTONIC SETTING OF THE 1.7 Ga AÇUCENA A-TYPE GRANITE DURING THE BRASILIANO OROGENY 1
KLUMB, A., 2 NOCE, C. (in memoriam), 2LOBATO, L. M. 1 – Universidade Federal da Bahia 2 –Universidade Federal de Minas Gerais
1 –INTRODUCTION
The study area covers1,600 km 2 and is located approximately 150 km NE of the city of Belo Horizonte, Minas Gerais State, Brazil. It is within the 1:100,000 scale MI-2499 Ipatinga geological sheet, mapped during the Leste Project, undertaken by the Geological Survey of Brazil (CPRM), between the years of 1997 and 1999. In the region, 1.7 Ga A-type granites are recognized. One of these, the Açucena granite, is the object of the present study, which investigates its structural control and that of the surrounding area during the Brasiliano Orogeny. The geological interpretation is based on the description of 305 outcrops, 66 thin sections, as well as geochemical (12 samples) and electron microprobe (9 sections) analyses. 2 – GEOLOGICAL SETTING
The area is part of the Araçuaí mobile belt deformed during the Brasiliano Orogen of Neoproterozoic age. Archaean and Proterozoic terrains were thrust and folded toward the São Francisco Craton (Almeida 1977). The basement of the Araçuaí belt is represented by TTG/migmatites of the Mantiqueira Complex, established between 3.0 e 2.8 Ga (Noce et al. 1998), and rocks of the Rio das Velhas Supergroup greenstone belt between 3,100 Ma and 2,770 Ma (Machado & Noce 1993). Towards the end of the Transamazonian (2,000 Ma) to the Neoproterozoic Orogen, several extensional events took place in the Araçuaí belt (Pedrosa-Soares & Alkimim, 2011). The Espinhaço rift occurred between 1,750 Ma and 1,600 Ma, with the emplacement of anorogenic granites represented by the Borrachudos Suite (Dussin et al., 1994). This Suite is typified by five major granitic plutons named Açucena, Petí, Morro do Urubu, São Félix and Senhora do Porto (Grossi Sad et al., 1990), as well as satellite intrusions such as Pedra do Chapéu and Sete Cachoeiras (Klumb-Oliveira & Leite, 2000). The A-type Açucena granite extends for approximately 180 by 45 km, elongated according to a NE-SW direction. It was deformed during the Neoproterozoic (519 Ma
+
31 Ma, Klumb-Oliveira 2000). In the beginning of the Neoproterozoic (1,000 Ma), a new rifting episode took place with the development of the Araçuaí belt, deposition of the Rio Doce Group and correlated passive margin geological units (Pedrosa-Soares et al. 2001).
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3 – LOCAL GEOLOGY
The local geology is made up of rocks spanning in ages from the Achaean to the Neoproterozoic. The Archaean eon is represented by the Mantiqueira Complex and the Rio das Velhas Supergroup. The former is composed of orthogneisses and migmatites with dikes of amphibolite and pegmatites concordant with the gneissic banding. The Rio das Velhas Supergroup greenstone belt consists of iron formation, quartzite, schist and paragneiss. The Paleoproterozoic Açucena meta-granite has a granular to granoblastic texture and is composed predominantly of quartz, K-feldspar, biotite, plagioclase and hornblende with accessory allanite, titanite, zircon, monazite and opaque minerals. Major element analyses of the Açucena meta-granite suggest that it is an A-type granite. It plots within the metaluminous to sub-alkaline field of a Shand alkalinity diagram (Shand, 1943). The trace elements used to characterize geotectonic environments of granites, suggest an inter-plate origin based on Y+Nb/Rb and Y/Nb ratios, according to Pearce at al. (1984). Neoproterozoic supracrustals rocks of the Rio Doce Group are restricted to the Ipatinga area (Figure 01), and are represented by quartzites and schists. 4 – STRUCTURAL GEOLOGY
At least two phases of deformation can be recognized in the area. The oldest Dn-1phase is related to the gneissic Sn-1banding typical of the Mantiqueira Complex and the Rio das Velhas Supergroup. The principal phase of deformation (Dn) is the NE-SW compression related to the Brasiliano Orogeny. This deformation event resulted in the development of the Ipatinga and Mesquita reverse/oblique faults, as well as a back thrusting fault, which formed the SE verging of the western portion of the area. The last phase, brittle in nature, formed during the orogenic collapse, and is characterized by normal faults oriented NS and dipping to the east. The Brasiliano Orogeny overprinted past deformation phases and divided the area into four distinct structural domains (Figure 01). Domain I is characterized by the warping of the foliation, in the form of sigmoids, into the oblique Ipatinga and Mesquita faults. The foliation of Domain II delineates a circle encompassing the Açucena pluton. Domain III is isolated to the west of the town of Mesquita. It is represented by orthogneisses of the Mantiqueira Complex deformed during the Archaean with (Dn) overprinting partially to totally Dn-1. Domain IV dominates at the western border of the study area, and is associated with a SE-verging back thrusting. 5 – CONCLUSION
We propose that the Açucena granite has been transported as a nappe from east to west during the Brasiliano Orogeny. This proposed model admits the granite to have had a tabular shape, likely a chocolate-bar
117
shape, different from a more traditional lapolith that would not accommodate this model. In a progressive deformation, a low-angle metamorphic foliation was formed initially due to an E-W compression, followed by folding in an antiformal with axis dipping to NNE. As deformation proceeded, thrust faults were formed on the eastern border of the meta-granite followed by a back-thrust on the western border (Figure 02). 6 - REFERENCES
1) ALMEIDA, F. F. M ⋅ O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. de Geociências, 7: 349-364, 1977. 2) DUSSIN T. M, ROSSI P, DUSSIN I. A & CHARVET J. The Borrachudos Suite, Mesoproterozoic A-type granitic magmatism in the southeastrn São Francisco craton (SE Brazil). In: Annexe III, Evoluction structurale de la region de l'Espinhaço Meridional, bordure sud-est du Craton São Francisco, Brésil. Doctor thesis, Univ d'Orléans, p.1-35. 1994. 3) KLUMB-OLIVEIRA, A. A. Estruturação e Alteração Metassomática do Ortognaisse Açucena (Suíte Borrachudos) na Região de Ipatinga, Minas Gerais. 2002. 99p. Dissertação – Departamento de Geologia, Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte. 4) KLUMB-OLIVEIRA A. A. & LEITE C. A. Mapeamento geológico da folha Ipatinga, escala 1:100.000. Projeto Leste, Belo Horizonte, Serviço Geológico do Brasil, Companhia Mineradora de Minas Gerais. 1 CD ROM. 2000. 5) MACHADO N. & NOCE C. M. A ⋅ A evolução do Setor Sul do Craton do São Francisco entre 3,1 e 0,5 Ga baseada em geocronologia U-Pb. In: SBG, Simpósio do Craton do São Francisco, 2, Salvador, Anais, 100-102. 1993. 6) NOCE, C. M., TEIXEIRA, W., CARNEIRO, M. A. & MACHADO, N ⋅ U-Pb zircon Ages and Sm-Nd Signatures of Basement Rocks in the Southern São Francisco: Implication for Archean Crustal Evolution..Abstracts. International Conference on the Precambrian and Craton Tectonics, International Conference on Basement Tectonics, 14, Ouro Preto, Anais, 152-154. ⋅ 1998 7) PEARCE, J. A., HARRIS, N. W. & TINDLE, A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25, 956–983, 1984. 8) PEDROSA-SOARES, A., C. & ALKMIM, F., F. Geonomos, 19(2), 244-251, 2011. 9) PEDROSA-SOARES, A. C., NOCE, C. M., WIEDEMANN , C. &, PINTO, C. P. The Araçuaí-west-Congo Orogen in Brazil: an overview of a confined orogen formed during Gondwanaland assembly. Precambrian Research, 110: 307-323. 2001. 10) SHAND, S. J.. Eruptive Rocks. Their Genesis, Composition, Classification, and Their Relation to OreDeposits with a Chapter on Meteorite. New York: John Wiley & Sons, 1943. 11) SCHOBBENHAUS, C., CAMPOS, D.A., DERZE, G.R. ASMUS, H.E. (coords.). Geologia do Brasil, DNPM, Brasília, 9-53, 1984.
118
7876000 7 Am
III
Pγpc
SETE CACHOEIRAS
6 2 0 0 0
Am
N
Mesquita
Arvi Pγa
II
Pγsc
CUBAS
l t u F aP a a i t u q e s M
Am Arvi
γ
ESMERALDAS DE FERROS
IV Arvi Pγa
II
Pγa
Am
45
SÃO JOSÉ DOS COCAIS
A
0 0 0 4 4 8 7
Arvi
SANTA VITÓRIA DOS COCAIS
COCAIS DAS ESTRELAS
t l u a F a g i n t a p I Nrd
Pγa
A
I
Am
Am
Ipatinga
Pγa
Arvi
Nrd
711000
Neoproterozoic
5 Km
Rio Doce Group
Archaean Arvi
Paleoproterozoic
Borrachudos Suite
10 Km
Oblique fault
Mantiqueira Complex
P γsc P γa P γpc
5 Km
Reverse Fault Strike-slip Fault
Rio das Velhas Supergroup
Nrd
0 Km
Am
Domains limits
Figure 01 – Geological map with indication of the four tectonic domains discussed in the text.
2)
1)
3)
Figure 02 – The extension of the Açucena meta-granite (left) and, the deformation sequence proposed for the Açucena meta-granite (right).
119
XVI SIMP SIO NACIONAL DE ESTUDOS TECT NICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
QUANTAS SEQUÊNCIAS METAVULCANOSSEDIMENTARES PRÉ-ESTATERIANAS EXISTEM A OESTE DO LINEAMENTO CONTENDAS MIRANTE – JACOBINA? NOVOS DADOS E CORRELAÇÕES REGIONAIS 1
1
1
2
Simone Cerqueira Pereira Cruz, Johildo S. F. Barbosa, Moacyr Moura Marinho; Jean Jacques Peucat, 3 Jean Louis Paquette . 1
Universidade Federal da Bahia-Programa de Pesquisa, Pós-Graduação em Geologia-Núcleo de Geologia Básica,
[email protected], 2 Université de Rennes III, 3 Université de Clermont Ferrand
1. INTRODUÇÃO A leste do Lineamento Contendas Mirante-Jacobina, entre as cidades Urandi e Pé de Serra e a sul do paralelo 14º S, encontram-se metagranitoides (metatonalitos, metatrondjemitos, metagranodioritos e metagranitos) arqueanos (Barbosa et al. 2012 e referencias citadas), todos deformados e metamorfisados em alto grau, sequências metavulcanossedimentares arqueanas e paleoproterozoicas (Cunha et al. 2012 e referencias citadas) e granitoides siderianos, riacianos e orosirianos (Cruz et al. 2016 e referencias citadas) que constituem o embasamento do Aulacógeno do Paramirim ( Sensu Pedrosa-Soares et al. 2001). As seqüências metavulcanossedimentares desse embasamento vêm sendo subdivididas por diversos autores (Cunha et al. 2012, dentre outros) em: (i) Sequências Metavulcanossedimentares Similares, denominadas de Urandi, Licínio de Almeida, Contendas-Mirante; e (ii) Greenstone Belts, denominados de Boquira, Riacho de Santana, Guajeru, Ibitira-Ubiraçaba, Brumado e Umburanas, com presença de metakomatiítos nessas três últimas. Este trabalho pretende apresentar novos dados geocronológicos U-Pb (LA-ICPMS) em zircões detríticos de rochas siliciclásticas de uma das sequências desse embasamento e realizar correlações regionais com dados de outros autores visando contribuir com o estudo da evolução geológica e metalogenética desse setor da plataforma sulamericana. Além disso, pretende apresentar uma proposta de nomenclatura para essas unidades, individualizando as sequências arquenas das siderianas-orosirianas. 2. GEOCRONOLOGIA Dados anteriores Uma síntese dos dados geocronológicos até então disponíveis para as sequências metavulcanossedimentares situadas a oeste do Lineamento Contendas Mirante-Jacobina está apresentada na tabela 1. Novo dado Os estudos foram realizados em uma amostra de plagioclásio-quartzo-granada-biotita xisto que aflora na unidade que vem sendo cartografada como Greenstone Belt Ibirita-Ubiraçaba (Cunha et al. 2012). A amostra foi coletada na represa Lagoa da Vaca, em Ibiassucê. Os dados foram obtidos no laboratório de Geocronologia da Universidade de Clermont Ferrand através do método LA-ICPMS. Os grãos de zircões são heterogêneos, incolores a castanho pálido, subédricos a anédricos (arredondados). A idade 207Pb/206Pb obtida em zircão mais jovem, detrítico, é 2280±46 Ma. 3. CORRELAÇÕES REGIONAIS As correlações regionais, realizadas a partir do dado aqui apresentado e dos obtidos por outros pesquisadores, permitiram separar, da base para o topo, duas sequências metavulcanossedimentares: (i) Greenstone Belts paleoarqueanos constituídos por rochas metavulcânicas e metaplutônicas máficas e ultramáficas com níveis de itabiritos e, subordinadamente, quartzitos, metaconglomerados e xistos aluminosos. Nesse conjunto estão incluídos as unidades basais dos denominados como greenstones Belts Umburanas, IbitiraUbiraçaba, Riacho de Santana, Brumado e Guajeru e da seqüência similar Contendas-Mirante por Cunha et al. 120
(2012). A formação dessas rochas estaria relacionada com acresções crustais que levaram à formação da crosta continental primitiva na região oeste do Lineamento Contendas Mirante-Jacobina, incluindo a presença TTG’s paleoarqueanos, a partir da subducção e fusão de crosta oceânica (Santos Pinto 1996, Santos Pinto et al. 1998, Barbosa et al. 2012). Embora essas sequências tenham sido classificadas como greenstone belts, apenas na de Umburanas é foram reconhecidas rochas com estrutura spinifex por Cunha e Fróes (1994). Tabela 1 – Síntese dos dados geocronológicos disponíveis. Método (Mineral, zircão): (1) SHRIMP, (2) TIMS evaporação, (3) TIMS (ID), (4) LA ICPMS; (5) Isócrona Pb-Pb em rocha-total. Referencias: (1) Nutman et al. (1994), (2) Marinho et al. (1994), (3) Bastos Leal et al. (2003), (4) Rodrigues et al., (2012), (5) Zincone (2016); (6) Este trabalho. Ref - referência. Unidade (Nomenclatura de Cunha et al. 2012)
Litotipo amostrado Quartzito
3040±12 to 3335±12 (Detrítico) 2744±15 (Detrítico) 3.265±51
5
3.304 ± 31
3 1
Metabasalto
2710-2600 2400-2300 2200-2150 3240-3370 2830-2550 2410-2200 2200-2070 (Detrítico) 2.218+18-16
Quartzo-granada biotita xisto
2.280±46 Ma (Detrítico)
Umburanas Meta-andesito
Sequência Contendas Mirante (Unidade Superior) Sequência Contendas Mirante (Unidades clásticas) Greenstone Belt
Método
±2δ
Greenstone belt
Sequência Contendas Mirante (Unidade Inferior)
Idade do zircão (Ma)
Formação ferrífera bandada Subvulcânicas de Barra da Estiva Conglomerados Metarenitos e metapelitos
1 2
TDM em Ga 2.803.46
εNd (t) com
t = idade de cristalização +1.5 & -4.1
Ref. 3 3 2
3.33 e 3.44 -
0,4 e -0,9
2
-
1
4
5
4
-
-
4
4
-
-
6
Riacho de Santana (Unidade intermediária) Greenstone Belt
Ibitira-Ubiraçaba (Unidade intermediária)
(ii) Sequências siderianas (?)-riacianas-orosirianas– compostas por mármores manganesíferos, metacarbonatos diversos, xistos aluminosos, metagrauvacas, itabiritos e quartzitos, além de rochas metamáficas (plutônicas e vulcânicas), observados no topo dos greenstone belts Ibitira-Ubiraçaba e Riacho de Santana; metarcóseos e metasubarcóseos no topo da Seqüência Contendas-Mirante, itabiritos no topo do Greenstone Belt Brumado; rochas das sequências Urandi e Licínio de Almeida. Embora essas seqüências venham sendo tradicionalmente cartografadas como unidades distintas, os trabalhos de mapeamento geológico, petrologia, geocronologia e geoquímica realizados até o momento permitem verificar a existência de uma continuidade física entre as seqüências Caetité-Licínio de Almeida e Ibitira-Ubiraçaba e uma grande proximidade dessas seqüências com as unidades de topo do Greenstone Belt Brumado. Rochas metavulcânicas intermediárias a félsicas da unidade intermediária foram encontradas na sequência atualmente denominada de G reenstone Belt Umburana e datada por Bastos Leal et al. (2003). As unidades metassedimentares ainda não foram encontradas, mas a ocorrência de rochas metavulcânicas neoarqueanas sugere a existência de uma cobertura supracrustal dessa idade. A associação de terrenos do Complexo Santa Isabel, de idade mesoarqueana (Medeiros 2013, Barbosa et al. 2013), com rochas metassedimentares (Arcanjo et al. 2005) pode sugerir a existência de uma sequência dessa idade. Entretanto, essa associação precisa ser melhor investigada. 121
As correlações regionais e os dados geocronológicos disponíveis até o momento permitem demonstrar que as unidades metassedimentares arqueanas predominam na porção oriental da área a oeste do Lineamento Contendas Mirante - Jacobina, enquanto que as unidades paleoproterozoicas predominam na porção ocidental. Uma proposta de correlação regional é apresentada na tabela 2. Tabela 2 – Proposta de integração regional para as sequências metavulcanossedimentares e metavulcânicas localizadas entre as cidades Urandi e Pé de Serra, a sul do paralelo 14º S. Idade Sideriana Orosiriana Mesoarqueana
Posicionamento em Cunha et al. (2012) Litologias do topo dos greenstone belts IbitiraUbiraçaba e Brumado; litologias das unidades intermediária e superior do Greenstone Belt Riacho de Santana; rochas das seqüências Urandi, Caetité-Licínio de Almeida. Rochas metassedimentares do Complexo Santa Isabel.
Neoarqueana
Rochas metavulcânicas félsicas da unidade intermediária do Greenstone Belt Umburanas.
Paleoarqueana
Unidades basais dos Greenstone Belts Umburanas, Ibitira-Ubiraçaba, Riacho de Santana, Brumado e Guajeru e da seqüência Metavulcanossedimentar Contendas-Mirante.
Proposta deste trabalho Considerar uma única sequência metavulcanossedimentar denominada de Rio São João Sem proposta de nova nomenclatura. Mais estudos são necessários para individualização e caracterização dessa sequência supracrustal. Sem proposta de nova nomenclatura. Mais estudos são necessários para individualização e caracterização dessa sequência supracrustal. Manter a nomenclatura de Greenstones Belts Umburanas, Ibitira-Ubiraçaba, Riacho de Santana, Brumado, Guajeru e Seqüência Metavulcanossedimentar ContendasMirante, mas ressaltando que apenas no Umburanas é que já foram reconhecidas estruturas spinifex.
A partir do exposto, propõe-se que doravante o termo Greenstone Belt seja apenas utilizado para as unidades basais de algumas das sequências apresentadas por Cunha et al. (2012 e referencias citadas por eles). Esses terrenos ficaram isolados e relíctos em meio às sequências metavulcanossedimentares mais jovens que atualmente afloram nesse setor da crosta baiana (Barbosa et al. 2012). Com relação às sequências siderianas (?)riacianas-orosirianas, propõe-se a denominação de Sequência Rio São João para se referir a todo o conjunto. Para essa sequência, do paleoproterozoico, sugere-se a existência de uma única bacia que atualmente encontra-se individualizada devido às deformações paleoproterozoicas e ediacaranas já interpretadas por alguns autores. Agradecimentos
Os autores agradecem a colaboração do CNPq pelas bolsas de pesquisa de Simone Cerqueira Pereira Cruz e Johildo Salomão Figueiredo Barbosa, bem como pelos recursos do projeto do Edital Universal (447387/2014-6). Também agradecem ao convênio CAPES-COFECUB que permitiu a participação dos pesquisadores franceses.
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122
BARBOSA, N. S., TEIXEIRA, W., BASTOS LEAL, L. R., LEAL, A.B. M., 2013. Evolução crustal do setor ocidental do Bloco Arqueano Gavião, Cráton do São Francisco, com base em evidências U-Pb, Sm-Nd e Rb-Sr. Revista do Instituto de Geociências da USP 13, 6-88. BASTOS LEAL, L. R. B., CUNHA, J. C., CORDANI, U. G., TEIXEIRA, W., NUTMAN, A. P., LEAL, A. B. M., MACAMBIRA, M. J. B. 2003. SHRIMP U–Pb, 207Pb/206Pb zircon dating, and Nd isotopic signature of the Umburanas Greenstone Belt, northern São Francisco Craton, Brazil. Journal of South American Earth Sciences 15, 775–785. CRUZ, S. C. P., BARBOSA, J. S. F., SANTOS -PINTO, M., PEUCAT, J. J., PAQUETTE J. L., SOUZA, J. S., MARTINS, V. S., CHEMALE JÚNIOR, F., CARNEIRO, M. A., 2016. The Siderian-Orosirian magmatism in the Gavião Paleoplate, Brazil: U-Pb geochronology, geochemistry and tectonic implications. Journal of South American Earth Sciences 69, 43-79. CRUZ, S.C.P., ALKMIM, F.F., 2006. The tectonic interaction between the Paramirim Aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco Craton region, Easter Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências 1, 151-173. CUNHA, J. C. & FRÓES, R. J. B. 1994. Komatiítos com textura spinifex do Greenstone Belt de Umburanas, Bahia. CBPM, Salvador, 29p. CUNHA, J. C., BARBOSA, J. S. F., MASCARENHAS, J. F., 2012. Greenstone Belts e Sequências Similares. In: Geologia da Bahia: Pesquisa e Atualização. Coordenação Geral: Johildo Barbosa, cap IV, p. 203-326. MARINHO, M. M. 1991. Lê sequence Volcano-Sedimentaire de Contendas Mirante et la Bordure Ocidentale du Bloc de Jequié (Craton du São Francisco, Brésil): um example de transition Archeen-Proterozoic. Doctor of Philosophy Thesis, Universidade de Clemont-Ferrand, 257p. Marinho, M.M., Vidal, P., Alibert, C., Barbosa, J.S.F., Sabaté, P., 1994. Geochronology of the Jequié-Itabuna granulitic belt and the Contendas Mirante volcanosedimentary belt. In: Figueirêdo, M.C.H., Pedreira, A.J. (Eds.), Petrological and Geochronologic Evolution of the Oldest Segments of the São Francisco Craton, vol. 17. Boletim IG-USP, Brazil, 73-96. MEDEIROS E. L. M., 2013. Geologia e Geocronologia do complexo Santa Izabel, na região de Urandi, Bahia., 2013. (M. Sc. Thesis) Universidade Federal da Bahia, Salvador, 96p. NUTMAN, A. P., CORDANI, U. G., 1994. SHRIMP U-Pb zircon geochronology of Archean granitoids from the Contendas Mirante area of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. J. Sout. Amer. Eart. Sci., 7: 107114. PEDROSA-SOARES A. C., NOCE C. M., WIEDEMANN C. M., PINTO C. P., 2001. The Araçuaí-West-Congo Orogen in Brazil: an overview of a confined orogen formed during Gondwanaland assembly. Precambrian Research, 110, 307-323. RODRIGUES, J. B., GUIMARÃES, J. T., BORGES, V. P., CARVALHO, C. B., NOGUEIRA, A. C. 2012. Ryacian zircon age of metabasaltic rocks from Riacho de Santana Greenstone Belt, Bahia (Brazil). VIII South American Symposium on Isotope Geology. Medellin. CD-ROM. SANTOS-PINTO, M. A. 1996. Le recyclage de la croúte continentale archéenne: Exemple du bloc du Gavião – Bahia, Bresil. Doctor of Philosophy Thesis, Geociences Rennes. 193p. SANTOS-PINTO, M. A., PEUCAT, J. J., MARTIN, H., SABATÉ, P., 1998. Recycling of the Archaean continental crust: the case study of the Gavião Block, Bahia, Brazil. Journal of South American Earth Science 11 (5), 487-498. Zincone, S.A., 2016. Evolution of the Contendas-Mirante Supracrustal Sequence and Basement: Implications for Paleoarchean to Paleoproterozoic Tectonic in the Northeast São Francisco Craton. (Doctoral Thesis). University of Campinas.
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XVI SIMP SIO NACIONAL DE ESTUDOS TECT NICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
DETERMINAÇÃO DO LIMITE ENTRE OS BLOCOS JEQUIÉ E GAVIÃO UTILIZANDO PERFIS GEOLÓGICOS E GRAVIMÉTRICOS TERRESTRES Carina Graciniana Lopes 1; Anderson R. A. S. Meneses1; Carlos Eduardo Ganade 1; Ricardo Cavalcanti Santiago1; 1
CPRM;
[email protected]
1. INTRODUÇÃO Os blocos arqueanos Jequié e Gavião (Fig.1) são unidades geotectônicas que compõem a porção norte do Cráton do São Francisco. São possíveis microcontinentes justapostos e amalgamados durante a colagem orogênica na transição entre os períodos Riaciano e Orosiniano (Alkmim, 2004; Barbosa & Sabaté, 2001). O Bloco Gavião é um terreno metamórfico de fácies anfibolito com rochas da série Trondjemito-TonalitoGranodiorito de idades variando entre 3,4 – 3,1 Ga e uma crosta granítica/granodiorítica/migmatítica (predominante), com idades em torno de 2,8-2,7 Ga. Já o bloco Jequié é composto por rochas intensamente deformadas e re-equilibradas na fácies granulito durante a colisão paleoproterozóica (migmatitos de 3,0-2,9 Ga, intrusões múltiplas, graníticas-granodioríticas de 2,8-2,7 Ga e supracrustais associadas) (Barbosa & Sabaté, 2003). O limite entre estes blocos é caracterizado por uma ampla zona de deformação na qual a concentração da mesma origina zonas de cisalhamento (predominantemente sinistrais) de padrão anastomosado atribuídas ao Lineamento Contentas-Jacobina. Neste limite concentram-se também rochas supracrustais arqueanas de afinidade do tipo greenstone cobertas discordantementes por sequencias eminentemente clásticas de idade Paleoproterozoica.
Figura 1: Localização do projeto Contendas Macajuba e do perfil Mirante no estado da B ahia – Brasil, e sua associação com os blocos tectônicos Jequié e Gavião (modificado de Barbosa & Sabaté, 2002).
Na região entre Brumado e Jequié, espessas coberturas terrígenas dificultam o reconhecimento das zonas de cisalhamento que compõem o sistema Contentas-Mirante-Jacobina, tornando a aplicação de métodos indiretos como a gravimetria uma ferramenta conveniente. Desde o levantamento gravimétrico terrestre de 1980 de Gomes & Motta (1980) é conhecida a diferença de comportamento gravimétrico entre os blocos Jequié e Gavião. Porém a escala do levantamento não permite um refinamento necessário. Com este trabalho de detalhe terrestre, tornase possível uma maior nitidez dos locais de transição entre os blocos. Com este trabalho de detalhe terrestre, torna-se possível uma maior nitidez dos locais de transição entre os blocos. O projeto Contendas-Macajuba, em elaboração pela CPRM, busca dentre outros objetivos, a compreensão geológica, estrutural e significado geotectônico do lineamento. Para isso utiliza como uma das 124
ferramentas o levantamento de 5 perfis geológicos e de gravimetria terrestres leste-oeste, cruzando o limite entre blocos dentro da área do projeto.
Figura 2: Localização do perfil gravimétrico terrestre de Mirantes sobreposto ao mapa Bouguer do estado da Bahia, simplificado (Gomes, R.A.A.D. et al., 1996), logo acima.
2. METODOLOGIA Para a programação do levantamento gravimétrico terrestre ao longo do Lineamento Contendas-Jacobina foram utilizados: os dados previamente existentes sobre o mapa gravimétrico da Bahia (Gomes et al., 1996) (figura 2); a expressão superficial dessa estrutura ilustrada nos mapas geológicos; e, a informação da profundidade da crosta terrestre local inferida através do espectro radial de potência a partir do recorte dos dados gravimétricos da área de interesse. Os perfis propostos foram estabelecidos principalmente a partir do contraste entre as respostas das anomalias de massa positiva (aproximadamente +30,5 mGal) e negativa (em torno de -87,6 mGal). Este contraste corresponde à assinatura gravimétrica do Lineamento Contendas-Jacobina, evidenciando seu trend principal de direção N-S. Para estimar quantitativamente a dimensão necessária da janela de aquisição terrestre, ou seja, determinar o comprimento necessário dos perfis gravimétricos (levando em consideração uma dada profundidade do Lineamento Contendas-Jacobina), calculamos o espectro radial de potência (figura 3a) sobre o mapa de anomalia Bouguer pré-existente de Oliveira (2014). Com este, encontramos a estimativa da localização do topo das fontes, atentando-se para as profundidades máximas de 45 a 50 km. Isso concorda com a faixa da espessura da crosta esperada na região, em torno de 40 a 45 km (Assumpção et al., 2013). Dessa maneira, a estimativa do comprimento do perfil não poderia ser menor que 120 km com espaçamento entre estações de medida de 1 km. Inicialmente foram programados 9 perfis de direção E-W, sendo que a distância entre estes seriam de 75 km, totalizando 1350 estações de medidas. Até o momento, os perfis realizados possuem uma extensão de 120 km a 150 km, sendo que as estações espaçadas entre 950 m a 1200 m. Dentre estes perfis levantados na área de estudo, apresentamos neste trabalho o perfil Mirante (destacado em vermelho na figura 1). O perfil geofísico e o perfil geológico de Mirante (Fig. 1, 2 e 3) localizam-se aproximadamente na latitude do município de Mirante na Bahia com extensão leste-oeste. Ambos perfis seguem exatamente o mesmo trajeto, com ponto inicial a Oeste nas proximidades do município de Sussuarana e ponto final a leste próximo ao município de Manoel Vitorino. Ao todo abrangem cerca de 150 km, coletando dados geológicos e geofísicos. O perfil geológico foi realizado numa escala de trabalho de 1:100.000, identificando as litologias, coletando elementos estruturais, verificando os indícios deformacionais e tentando identificar zonas de cisalhamento e seus movimentos. É representado graficamente em uma seção geológica (figura 3). 125
O perfil geofísico com espaçamento entre estações de aproximadamente 1 km, tendo comprimento de 129 km, ou seja, possui 129 estações de medidas. O equipamento de aquisição utilizado foi o CG5 Autograv Gravity meter (configuração com GPS geodésico) fabricado pela empresa SCINTREX.
3. RESULTADOS Para a interpretação dos resultados utilizamos informações disponíveis na literatura dos padrões para os perfis gravimétricos levantados em zonas de contato entre dois blocos de densidades distintas [amalgamento e justaposição: Pinto et al. (2007), Sanchez et al. (2017); zona de sutura: em Gibb et al. (1983), Ebbing (2004), Banka et al.(2002), Williamson et al. (2002); processos de empurrão e sutura de placas litosféricas: Ussami et al. (1999)]. Analisando o comportamento dos resultados gravimétricos do perfil Mirante (figura 3), é possível estabelecer uma provável localização da zona de contato entre os blocos Gavião e Jequié. Essa região no gráfico é estabelecida a partir da mudança da curvatura do perfil gravimétrico onde localmente identificamos como ponto de inflexão. Este pode determinar de forma satisfatória a localização da zona de colagem. Inclusive definindo a orientação em profundidade dessa faixa, o que torna a análise gravimétrica de suma importância.
Figura 3: Perfil mirantes com dados de gravimetria terrestre acima e perfil geológicos esquemático abaixo.
Os dados geológicos de campo não são conclusivos em relação ao posicionamento e significado do lineamento, pois não existem elementos geológicos/estruturais típicos de ambiente de colagem (como ofiolito, eclogitos ou zonas intensamente milonitizadas). Comparando com o perfil geológico, a resposta do perfil geofísico de forma preliminar foi satisfatório. O ponto de inflexão definido geofisicamente como a zona de sutura ficou exatamente numa região onde as unidade à leste pertencem ao Bloco Jequié. Os dados do perfil gravimétrico mostram que o bloco Jequié é cerca de duas vezes mais denso que o bloco gavião. Sugere também que a influência de um bloco sobre o outro no comportamento de densidade acontece em uma faixa de influencia de no mínimo quarenta quilômetros (trecho do perfil do km 60 ao 100). 126
4. CONCLUSÕES Os dados preliminares geológico/geofísico auxiliaram a definir com maior certeza as unidades limítrofes dos blocos Jequié e Gavião. Os dados geofísicos concordam com os dados de campo obtidos pois as unidades à leste da zona limítrofe são granulitos conhecidos do Bloco Jequié. Apesar de em campo não ser reconhecido elementos geológicos de sutura com clareza, o padrão de assinatura da curva gravimétrica reflete um típico comportamento esperado para um ambiente de geotectônica orogênica, corroborando com a ideia pré-existente desse lineamento na literatura. A influência no comportamento de densidade provocada de um bloco sobre o outro, em uma extensão de aproximadamente 40 km, sugere que existe interação dos blocos em profundidade. Os futuros dados geológicos/geofísicos pretendem auxiliar no entendimento da cinemática dos seus deslocamentos e na direção principal do plano de colagem. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALKMIN F.F. (2004). O que faz de um cráton um cráton? O cráton do São Francisco e as revelações almeidianas ao delimita-lo. In: Neto V.M., Bartorelli A., Carneiro C.D.R., Brito Neves B.B. (orgs). Geologia do Continente SulAmericano: Evolução da Obra de Fernando Flávio Maerques de Almeida, cap. 1 p. 17-34 ASSUMPÇÃO, M., Bianchi, M., Julià, J., Dias, F.L., França, G.S., Nascimento, R., Drouet, S., Pavão, C.G., Albuquerque, D.F., Lopes, A.E.V. (2013) Crustal thickness map of Brazil: Data compilation and main features. Journal of South American Earth Sciences v.43, pg. 74 – 85. BANKA, D.; PHARAOH, T.C.; WILLIAMSON, J.P. (2002). Potential field imaging of Palaeozoic orogenic structure in northern and central Europe. Tectonophysics 360 (2002) 23 – 45. BARBOSA J.S.F., SABATÉ P. (2003). Colagem Paleoproterozóica de placas arqueanas do cráton do São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de Geociências, v. 33(1-Suplemento), p.7-14. BARBOSA J.S.F., SABATÉ P. (2002). Geological features and the Paleoproterozoic collision of four Archean crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A synthesis. An. Acad. Bras. Ciênc. vol.74 no.2 Rio de Janeiro Junho 2002. BARBOSA J.S.F., SABATÉ P. (2001). As placas arqueanas do embasamento do cráton e sua colisão paleoproterozóica: uma síntese. In: J.S. Barbosa, E.P. Oliveira, L.C.C. Gomes, M.M. Marinho, R.C. Melo (orgs) Geologia e G uia de excursão. CBPM, Salvador, p. 5-24. (workshop sobre o orógeno Itabuna-Salvador-Curacá, 1, Salvador, 2001). EBBING, J. (2004). The crustal structure of the Eastern Alps from a combination of 3D gravity modelling and isostatic investigations. Tectonophysics 380 (2004) 89 – 104. GIBB, R.A.; THOMAS. M.D.; LAPOINTE, P.L.; MUKHOPADHYAY, M. (1983) Geophysicsof Proposed Proterozoic Sutures in Canada. Precrambrian Research, 19 349-384 GOMES R.A.A.D. & Motta A.C. 1980. Projeto Levantamento Gravimétrico no Estado da Bahia. Relatório Final. Textos e Mapas. Salvador, CPRM, Convênio DNPM/CPRM, 140 p. GOMES R.A.A.D., GOMES P.J.P., SILVEIRA FILHO N.C. (1996). O novo mapa Bouguer do Estado da Bahia. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 36, Salvador, BA, p.423 – 424. NAOMI, U.; MOLINA, E.C.M. (1999). Flexural modeling of the neoproterozoic Araguaia belt, central Brazil. Journal of South American Earth Sciences 12 (1999) 87 – 98. OLIVERA, R.G.; ANDRADE, J. B. F.; Interpretação Geofísica dos Principais Domínios Tectônicos Brasileiros. In: Maria da Glória Silva; Manoel Barreto da Rocha Neto; Hardy Jost; Raul Minas Kuyumjian. (Org.). Metalogênese das Províncias Tectônicas Brasileiras. 1ed. Rio de Janeiro: CPRM - Serviço Geológico do Brasil, 2014, v. 1, p. 21-38. PINTO, L.G.; USSAMI, N.; SÁ, C. de. (2007). Aquisição e interpretação de anomalias gravimétricas do Quadrilátero Ferrífero, SE do Cráton São Francisco. Rev. Bras. Geof. vol.25 no.1 São Paulo Jan./Mar. 2007 SANCHEZ, M.A.; WINOCUR, D.; ORLANDO, A.; FOLGUERA, A.; MARTINEZ, M.P. (2016) Crustal structure of the high Andes in the North Pampean flat slab segment from magnetic and gravity data. Journal of South American Earth Sciences 73 (2017) 153-167. USSAMI, N.; MOLINA, E.C.M. (1999). Flexural modeling of the neoproterozoic Araguaia belt, central Brazil. Journal of South American Earth Sciences 12 (1999) 87 – 98. WILLIAMSON, J.P.; Pharaoh, T.C.; BANKA, D.; THYBO, H.; LAIGLE, M.; LEE, M.K. (2002). Potential field modelling of the Baltica – Avalonia (Thor – Tornquist) suture beneath the southern North Sea. Tectonophysics 360 (2002) 47 – 60.
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O TERRENO JAGUARÃO: CARACTERIZAÇÃO GEOTECTÔNICA DE NOVO DOMÍNIO GEOLÓGICO NO SUDESTE DO RIO GRANDE DO SUL Rodrigo Fabiano da Cruz 1, Carlos Moacyr da Fontoura Iglesias 2, Andrea Sander 3, Andrea Beltrão Finamor 4. 1
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1. INTRODUÇÃO Estudos realizados ao longo dos últimos anos na porção mais meridional do Cinturão Dom Feliciano, no sudeste do Rio Grande do Sul, têm apontado diferenças na litoestratigrafia previamente conhecida no bloco denominado Batólito Pelotas, domínio geológico essencialmente granítico. A região investigada possui extensa sucessão de rochas metassedimentares, frações de rochas metaultramáficas e granitos intrusivos. Devido a essa mudança no regime litológico, além de consideráveis diferenças nas assinaturas geofísicas evidenciadas em mapas aeromagnetométricos e gravimétricos tem sido proposto um novo bloco tectônico na região, denominado Terreno Jaguarão (Figura 01). 2. GEOLOGIA REGIONAL O Cinturão Dom Feliciano (Fragoso Cesar, 1980) representa o segmento sul da Província Mantiqueira (Almeida et al., 1977), um complexo de faixas móveis que se estendem desde o Craton do São Francisco, no sul da Bahia; até o Craton Rio de La Plata, no sul do Uruguai. A origem do Cinturão Dom Feliciano está relacionada às orogêneses Brasilianas e Pan-Africanas (900-480 Ma) resultantes do processo de amalgamento dos cratons Rio de La Plata (América do Sul), Kalahari e Congo (África) que culminaram na formação do Supercontinente Gondwana. O Batólito Pelotas (Fragoso Cesar et al., 1986) constitui um bloco alongado que ocupa todo o território leste da região conhecida como Escudo Sul-Riograndense, correspondente, em parte, à porção meridional do Cinturão Dom Feliciano. Localizado no Rio Grande do Sul com seus segmentos em Santa Catarina (Batólito Florianópolis) e Uruguai (Batólito Aiguá), diversos trabalhos caracterizam o Batólito Pelotas como um complexo plutônico polifásico multi-intrusivo dividido em suítes ígneas predominantemente cálcio-alcalinas de alto potássio, com colocação e transporte dos seus plutons diretamente relacionados à ação de zonas de cisalhamento de caráter regional (Fernandes et al., 1990; Chemale Jr. et al., 2000; Philipp et al., 2002; Philipp & Machado, 2001). 3. TERRENO JAGUARÃO A litoestratigrafia do Terreno Jaguarão, com base nos dados obtidos, se define como um terreno formado por uma sucessão de rochas metassedimentares, metamáficas e metaultramáficas, com restos de embasamento cristalino (ortognaisses e metagranitos), intrudida por granitos. O limite do domínio a norte com o Batólito Pelotas está associado às zonas de cisalhamento Arroio Grande e Ayrosa Galvão, a leste está coberto por sedimentos recentes e a oeste pelas rochas sedimentares da Bacia do Paraná. As unidades de maior expressão reconhecidas no terreno são: Complexo Arroio Telho (Iglesias et al, no prelo), composto por paragnaisses, mica xistos granadíferos com turmalina e metarritmitos areno-pelíticos com injeções de leucogranitoides róseos a esbranquiçados, metamorfismo entre a fácies xistos verdes a anfibolito; Complexo Arroio Grande (Ramos & Koester, 2015), contém uma associação de rochas máficas, ultramáficas e sedimentares metamorfizadas, composta principalmente por talco-serpentina xistos, tremolititos e clorititos com cromita, epidoto anfibolitos, metadioritos, metagabros, mica xistos, quartzitos, metagrauvacas, granada-biotita xistos e mármores; Metagranito Três Figueiras (Phillip, 1998; Klein, 2012), granito a duas micas (muscovita e biotita), com granada e turmalina, de caráter químico peraluminoso, apresenta forte deformação milonítica, 128
predominam muscovita-sienogranitos de granulação média, cor cinza e protomiloníticos; Vulcanismo Serra Geral - Fácies Jaguarão (Vieira Junior & Roisenber, 1985), composto por derrames de dacitos e riodacitos, textura vitrofírica, contendo xenólitos de granitoides e gnaisses parcialmente reabsorvidos, além de tufos líticos; Granito Bretanha, plúton granítico de composição monzogranítica a sienogranítica de cor cinza a rósea, com variação faciológica de equigranular média a heterogranular grossa, com níveis ricos em pórfiros de feldspato alcalino, apresenta fraca a moderada orientação mineral de fluxo magmático e, localmente, bandas de cisalhamento e enclaves microdioríticos.
Figura 1: Mapa geológico simplificado da área em estudo. O Terreno Jaguarão tem como limite principal a Zona de Cisalhamento Arroio Grande. A norte do terreno se encontram as unidades do Batólito Pelotas como a Suíte Pinheiro Machado e granitos associados, além de septos do embasamento como os metassedimentos do Complexo Guarda Nova. 129
Os lineamentos e assinaturas geofísicas verificadas nos mapas geofísicos aeromagnetométrico da primeira derivada do sinal analítico e gravimétrico terrestre (Figura 02), além dos dados de campo e petrografia, corroboram as grandes estruturas no sul Batólito Pelotas como limitadoras de um possível bloco. No mapa magnético são marcantes os lineamentos que coincidem com as principais feições estruturais da região. No mapa gravimétrico se verifica a forte variação de densidade entre diferentes setores, com valores mais elevados na porção sul da região, coincidindo com a área de abrangência dos complexos Arroio Grande e Arroio Telho, com quebra desses valores (menor densidade) onde aflora o Granito Bretanha. As grandes estruturas que serviriam como limites crustais na região são as zona de cisalhamentos, principalmente a Zona de Cisalhamento Arroio Grande de cinemática transcorrente dextral e direção ENE-SSW. Sua direção de transcorrência e variação na orientação geral difere das outras grandes estruturas que atuam no Batólito Pelotas, que são transcorrentes sinistrais e de direção NE-SW, situação que também se aplica a Zona de Cisalhamento Ayrosa Galvão.
Figura 2: Mapa geofísico aeromagnetométrico da 1° derivada do sinal analítico (à esquerda) e mapa geofísico gravimétrico terrestre de anomalia Bouguer (à direita). Em ambos os mapas se verifica marcantes lineamentos estruturais que corroboram os limites entres os blocos (Batólito Pelotas a norte e Terreno Jaguarão a sul).
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Almeida, F.F.M. De; Hasui, Y.; Brito Neves, B.B.; Fuck, R.R. 1977. Províncias estruturais brasileiras. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DO NORDESTE, 8, Campina Grande, 1977. Atas. Campina Grande, SBG, p. 363- 91. Chemale Jr., F., 2000. Evolução Geológica do Escudo Sul-Riograndense. Geologia do Rio Grande do Sul. In: Holz, M., De Ros, L.F. (Eds.), Centro de Investigação do Gondwana. Instituto de Geociências, UFRGS, Porto Alegre, pp. 13e52. Fernandes, L.A.D.; Tommasi, A.; Porcher, C.C. 1990. Esboço estrutural de parte do Batólito Pelotas - região de QuitériaCapivarita. Acta Geologica Leopoldensia 13:117- 138. Fragoso Cesar, A.R.S. 1980. O Cráton Rio de La Plata e o Cinturão Dom Feliciano no Escudo Sul-Riograndense. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 31, Balneário Camboriú, 1980. Anais. Florianópolis, SBG, v. 5:2679- 92.
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OS RIFTES ESTATERIANO-TONIANO DO SETOR SUL DO AULACÓGENO DO PARAMIRIM, PALEOPLACA SÃO FRANCISCO-CONGO: NOVOS DADOS E CORRELAÇÕES REGIONAIS Caroline Novais Bitencourt 1, Simone Cerqueira Pereira Cruz 2, Vanderlúcia dos Anjos Cruz 3 1
Universidade Federal da Bahia (UFBA), email:
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[email protected] 3 Universidade Federal da Bahia (UFBA), email:
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1. INTRODUÇÃO O Aulacógeno do Paramirim tem sua história evolutiva marcada pela superposição de riftes sucessivos que se desenvolveram desde 1.770 (Danderfer Filho et al., 2015) a 675 Ma (Santana, 2016). Em seu interior, são identificadas cinco bacias tipo rifte de idades estateriana (Riftes I e II), calimiana (Riftes III e IV) e tonianas (Rifte V) (Cruz & Alkmim 2017). Essas bacias abrigam rochas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco. A inversão desse aulacógeno ocorreu no Ediacarano, resultando na estruturação do setor intracontinental do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (Cruz et al., 2012) e configurando o Corredor do Paramirim (Alkmim et al. 1993). Dentre os compartimentos do setor intracontinental do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo, tem-se o Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional. A sul da cidade de Caetité (Figura 1), nesse cinturão afloram (Bittencourt 2017): (i) unidades supracrustais do Aulacógeno do Paramirim, representadas pelo Supergrupo Espinhaço (Formação Algodão, do Estateriano), pelo Grupo Santo Onofre (Formação Serra da Garapa e Boqueirão, do Toniano); (ii) supracrustais do Grupo Macaúbas (Formação Nova Aurora, do Toniano); (iii) rochas da Suíte Intrusiva Lagoa Real, do estateriano e representantes do magmatismo anorogênico e alcalino do aulacógeno (Machado 2008); e (iv) unidades do embasamento do Aulacógeno do Paramirim com idades mais velhas do que 1.800 Ma. Nas unidades supracrustais do Aulacógeno do Paramirim predominam rochas siliciclásticas metamorfisadas em fácies xisto verde, com feições primárias parcialmente preservadas, mas obliteradas nas zonas de cisalhamento que estruturam os contatos entre as unidades. Na região de Caetité, Bittencourt (2014, 2017) identificou uma associação de litofácies da Formação Serra da Garapa com litofácie de quartzito e de xistos aluminosos com biotita, granada e estaurolita e para esse conjunto de rochas foi interpretada a existência de uma nappe. Ao longo dos anos, dúvidas sobre o posicionamento estratigráfico do Grupo Santo Onofre, persistiram e mais recentemente estudos realizados pela CPRM mostraram a existência de zircões detríticos tonianos no Grupo Santo Onofre, mas em sua área de ocorrência a norte da cidade de Caetité. Este trabalho tem como objetivo apresentar os novos dados geocronológicos para as rochas da Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre) que afloram a sul da cidade de Caetité, ao tempo que propõe correlações geocronológicas e físicas dessa unidade com a Formação Rio Peixe Bravo do Grupo Macaúbas. Além disso, pretende-se sugerir possíveis rochas fontes para os sedimentos da Formação Serra da Garapa. 2. MÉTODO Os grãos de zircão analisados foram imageados por Catodoluminescência no Laboratório de Geoquímica Isotópica do Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/UFOP) visando verificar a presença de inclusões e sobrecrescimentos. Nesse laboratório também foram realizadas as análises UPb utilizando um Thermo-Scientific Element 2 Sector Field (SF) ICP-MS acoplado a um Laser CETAC LSX213 G2 + (λ = 213 nm) Nd: YAG. 3. RESUTADOS Os estudos geocronológicos U-Pb (LA-ICPMS) foram realizados em zircões detríticos de uma amostra de quartzito (Amostra MPC) da Formação Serra da Garapa, Grupo Santo Onofre. Essa rocha ocorre intercalada com xistos grafitosos e apresenta uma xistosidade com mergulho inferior à 30º. 132
Os zircões são marrons a transparentes, variando subédricos a anédricos, arredondados, de hábito prismático, com tamanhos entre 50 e 250 µm. Foram analisados 62 zircões e 50 possuem concordância entre 98% e 101%. As idades U-Pb ( 206Pb/207Pb) variaram de 894 Ma a 2585 Ma, tendo sido agrupadas nos intervalos 850 – 1000 (4%), 1000-1200 (12%), 1200 – 1400 (20%), 1400 – 1600 (4%), 1600 – 1800 (24%), 1800 – 2200 (32%) e 2500 – 2800 (4%) (Figura 2a).
Figura 1: Mapa Geológico simplificado do Aulacógeno do Paramirim, enfatizando as principais unidades geológicas e estruturas tectônicas de idade brasiliana. ES- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos Serra do Espinhaço Setentrional, CD- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo, SBO- Bacia Ocidental, SBR- Bacia Oriental, CSF – Cráton do São Francisco, OA- Orógeno Araçuaí. A área de trabalho está indicada pelo polígono verde. Modificado de Cruz (2004).
4. DISCUSSÕES A maior quantidade de dados obtidos está dentre o intervalo 1800 – 2200 (32%) e é consistente com um período maior de atividade magmática e metamórfica no embasamento do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo, tendo como representantes o Arco e o Orógeno do Oeste da Bahia (Cruz et al., 2016) e as rochas do Orógeno ItabunaSalvador-Curaçá (Barbosa et al., 2002). O magmatismo toniano registrado na amostra é responsável pelo pico de idades entre 850-1000 Ma e pode estar associado com fontes primárias relacionados a: (i) diques máficos, que truncam as unidades do Supergrupo Espinhaço na Serra do Espinhaço e Chapada Diamantina e datados Danderfer Filho et al. (2009) e Loureiro et al. (2010); (ii) Suíte Intrusiva félsica Salto da Divisa, além de rochas metavulcânicas dessa suíte estudadas por Silva et al. (2008), Menezes et al. (2012) e Victória (2017); e (iii) diques máficos de Salvador, Ilhéus e Olivença datados por Evans et al. (2015). Os riftes que desencadearam esses magmatismos representam
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o último evento tectônico que precedeu a inversão do Aulacógeno do Paramirim e à estruturação do setor intracontinental do Orógeno Araçuaí Oeste Congo (Pedrosa Soares e Alkmim, 2011).
Figura 2: A) Histograma de frequência e curva de probabilidade de idade de zircão para dados U-Pb com concordância entre 98 e 101%, para amostra MPC Formação Serra da Garapa (Grupo Santo Onofre). B) Histograma de frequência e curva de probabilidade de idade de zircão para dados U-Pb do Grupo Macaúbas. Modificado de Kuchenbecker et al., 2015. As idades usadas para a elaboração desses diagramas foram idades 206Pb/207Pb.
Comparando-se esses dados com a síntese de dados geocronológicos do Grupo Macaúbas e analisados por Kuchenbecker et al. (2015), se observa uma similaridade da assinatura geocronológica entre essa unidade do Grupo Santo Onofre com o Grupo Macaúbas. O principal pico em torno de 1.8 e 2.2 Ga se mantém em ambos grupos. Entretanto, com relação às áreas fontes, as unidades do Grupo Macaúbas possuem zircões detríticos com idades até paleoarquenas, enquanto que no Grupo Santo a idade máxima obtida foi mesoarqueano (Figura 2B). No Grupo Santo Onofre, o zircão mais jovem encontrado na Formação Serra da Garapa tem idade de 894 ± 38 Ma. Essa idade é semelhante às idades mais jovens de zircões detríticos encontrados nas formações Duas Barras (Unidade pré-glacial) e Serra do Catuni (Unidade glacial), ambas do Grupo Macaúbas, por Babinski et al. (2012). Kuchenbecker et al. (2015) encontraram idades similares nas formações Nova Aurora e Chapada Acauã Inferior, pertencente à sucessão glacial do Grupo Macaúbas. Esses dados demonstram a similaridade entre as assinaturas geocronológicas dos grupos Macaúbas e Santo Onofre. Entretanto, a ausência de evidências concretas de rochas relacionadas com ambiente glacial sugere que as unidades da Formação Serra da Garapa correlacionam-se com as unidades pré-glaciais. A continuidade física entre as formações Serra da Garapa e Rio Peixe Bravo apresentada por Bittencourt (2017) pode ser mais um indício dessa correlação.
5. CONCLUSÕES A partir do que foi apresentado é possível concluir que: (i) os espectros de zircões identificados na Formação Serra da Garapa são semelhantes aos das unidades glaciais do Grupo Macaúbas. Entretanto, a inexistência de seguras evidências de rochas associadas com ambiente glacial fazem com que as rochas do Grupo Santo Onofre sejam correlacionadas com as unidades pré-glaciais do Grupo Macaúbas; (ii) as fontes dos zircões estudados neste trabalho são rochas do embasamento do Aualacógeno do Paramirim e relacionadas com a estruturação dos orógenos Itabuna-Salvador-Curaçá e do Oeste da Bahia, bem como as rochas vulcânicas e plutônicas, metamáficas e metafélsicas, de idades entre 1.7 a 0.8 Ga, relacionadas com a evolução das bacias precursoras do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo. Agradecimentos
Os autores agradecem a colaboração do CNPq pela bolsa de pesquisa de Simone Cerqueira Pereira Cruz (Processos 306744/2012-0 e 303451/2015-7). Também agradecem a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado da Bahia pela bolsa de Mestrado de Caroline Novais Bitencourt.
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XVI SIMP SIO NACIONAL DE ESTUDOS TECT NICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
Structural Evolution Modelling of a Suture Zone controlled by a Cratonic Buttress – The Case of Dom Feliciano Orogenic Belt, SSE Brazil. 1
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Bruno, Henrique ; Almeida, Julio ; Heilbron, Monica³; Salomão, Marcelo
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UERJ – Universidade do Estado do Rio de Janeiro, e-mail:
[email protected] 2 UERJ – Universidade do Estado do Rio de Janeiro, e-mail:
[email protected] 3 UERJ – Universidade do Estado do Rio de Janeiro, e-mail:
[email protected] 4 UERJ – Universidade do Estado do Rio de Janeiro, e-mail:
[email protected]
1. INTRODUCTION The matters surrounding the amalgamation of tectonic blocks during the Brasiliano / Pan-African orogeny have been the main subject of study of several works in recent years. However, with the increasing number of tools applied to geological knowledge, there are still several questions about the evolution of the Gondwana supercontinent yet to be answered. The main objective of this work is the hierarchy and discrimination of the boundaries between the known tectonic blocks, integrating geological and geophysical data, to better understand the importance of these large structures in the system of neoproterozoic collisions in the southern portion of Western Gondwana. In this context, it is highlighted the relationship between the deformed neoproterozoic basins during the Brasiliano orogeny and their respective relations with the Archaean / Paleoproterozoic basement, making up the Mantiqueira Province on the S / SE coast of Brazil. The geology of the study area is dominated by Precambrian terranes; Luís Alves Terrane, the vulcanosedimentary sequences of the Itajaí and Campo Alegre Basins, the metasedimentary sequences of the Brusque and Paranaguá Terranes and their granitic suites besides the granitoids of the Florianópolis Terrane. The western edge of the study area is covered by the sediments and volcanic rocks of the Paraná Basin. The shear zones and faults that separate these crustal blocks were developed during the Brasiliano / Pan-African orogenic cycle that led to the formation of the supercontinent Gondwana. These tectonic boundaries generally separate blocks of different rheology and crustal thickness. The applied methodology includes the combined analysis of field data and potential methods (magnetic and gravimetric) to create an integrated evolution model of the study area. The integration of geological and geophysical data allowed the identification of important structural lineaments and crustal boundaries. The integration of geological and geophysical data allowed the identification of important structural lineaments and crustal boundaries. The presented geodynamic model suggests that the suture between the block composed of the Brusque, Paranaguá and Florianópolis Terranes and the block composed by the Luís Alves Terrane is the Itajaí Perimbó Shear Zone, and not the Major Gercino Shear Zone as previously suggested. Considering the Itajaí Perimbó Shear Zone as the suture zone, the metassediments of the Brusque Terrane were deposited on the basement of the Florianópolis Terrane, hereby declared as part of the Angola Craton, and are correlated to the metassediments of the Paranaguá Terrane as a passive margin that in approximately ca. 650 My became active margin, functioning as a forearc basin. The oblique collision between the blocks would have occurred with the development of a dextral transpression in the Itajaí Perimbó Shear Zone, separating the Luís Alves Terrane from the Brusque Terrane, a sinistral transcurrence represented by the Palmital Shear Zone separating the Luís Alves Terrane from the Paranaguá Terrane and a frontal thrust, represented by the Icapara and Serra Negra Shear Zones, separating the already amalgamated block from the Luís Alves and Curitiba Terranes of the Paranaguá Terrane.
2. DISCUSSION Geological models have been the subject of discussions and, with the advancement of technologies and tools applied to geological knowledge, are becoming more complex and detailed. It is an interpretative view of the data obtained and is the subject of reinterpretations and changes.
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The evolutionary tectonic history presented (Figure 1) had as main study object the Brusque and Paranaguá Terranes, so from the conclusions of this work, these two terranes, so far treated individually, will be treated as a unique terrain. The first stage of the precursor tectonics of the Brasiliano / Pan-African orogen, which gave rise to the pre-Cambrian portion of the state of Santa Catarina, with ages ranging from ca. 940 and 680 My, represents the opening of the Brusque sedimentary basin, the name adopted in this dissertation for the passive margin that originated the Brusque - Paranaguá Terrane. These ages were obtained by Basei et al. (2011), which state that the tafrogenic precursor processes of the rift began in 950 My (Tonian) and the rift phase, itself, would have started in 840 My (Cryogenian). The age of 936 +/- 40 My is attributed to the crystallization of igneous zircons in ultramafic rocks of the Rio do Oliveira Formation (Basei et al., 2011). The age of 843 +/- 12 My refers to the sienogranite Parapente, that is related to the Rift phase (Basei et al, 2008). In the model proposed here, the sedimentation of the Brusque basin is related to the passive margin of the Angola craton, and not to the Luís Alves Terrane (Basei et al, 2010). This juxtaposition of the African block's sedimentary sequence is the result of the interpretation of the geophysical data and the reinterpretations of the available geological data. In the western part of the profile the basin that gave origin to the Capiru-Setuva and Turvo-Cajati metasedimentary sequences, are interpreted as typical assemblages of a shallow continental shelf (Faleiros et al, 2011). The provenance diagrams of the detrital zircons presented by Cury (2009) in the Turvo-Cajati Complex shows sedimentation with paleoproterozoic, mesoproterozoic and neoproterozoic sources, corroborating with the sedimentation timing proposed for this model. Neoproterozoic ages represent the maximum deposition ages of these rocks in all metasedimentary formations. The stage II represents the beginning of magmatism with a signature of a magmatic arc on both sides of the Luís Alves Terrane. The granitogenesis of this orogenic system occurs in the upper tectonic plate in the convergent system. In the case of Curitiba and Luís Alves, both are marked by the Rio Piên Suite. Although the subject of many controversies, this suite is calcium-alkali granite complex with pre-collision terms in ca. 620 My (Harara, 2001). On the eastern side of the Luís Alves Terrane, the Faxinal granite, aged ca. 650 My (Basei et al., 2011) is considered the first sign of intrusive magmatism in the sediments of the Brusque Basin. At this stage, with the beginning of subduction, both sedimentary successions transition from passive margins to active margins, being characterized as forearc basins. According to the charts of provenance of detrital zircon these basins have contribution of neoproterozoic rocks, suggesting their proximity to the magmatic arcs. The Stage III begins in ca. 600 My and represents the accretion of the Curitiba Terrane to the Luis Alves Terrane. The suture between these two terranes, according to Basei et al. (2010), is marked by the Piên Shear Zone and by the presence of rocks with a magmatic arc signature and dismembered ophiolites. It should be noted that Curitiba Terrane has been agglutinated to the Luís Alves Terrane before the final amalgamation of the Brusque-Paranaguá Terrane and the Angola Craton in ca. 610 Ma. This information is corroborated by magnetic data because, according to the collision kinematics proposed for the Brusque-Paranaguá Terrane, the Luis Alves and the Curitiba Terranes functioned as a single block, and part of the Luis Alves Terrane acted as a bulkhead for the proposed kinematic evolution. The collision between the Luís Alves Terrane and the Angola Craton is a result of an oblique collision of these blocks with vergence of the Angola Craton to N-NW and relative movement of the Luís Alves Terrane to N. The first stage would be marked by the collision of metassediments of the Brusque-Paranaguá Terrane with the buttress generated by a protuberance of the Luis Alves Terrane. From this butress, in the oblique collision system, the dextral transpressive system of the Itajaí-Perimbó Shear Zone is formed, which represents the suture between the Luís Alves Terrane and the Angola Craton. The Palmital shear zone, with a sinistral transcurrent movement, operated as a lateral ramp, while the Icapara and Serra Negra shear zones, which are the last to develop in the convergent system, are represented by frontal thrusts composing the final amalgamation system of these blocks with a frontal collision. In the last stage of evolution of the pre-Cambrian terranes, the system of nappes regarding the collision of the Angola Craton with the Curitiba and Luís Alves Terranes is implanted, and the folds with vergence for NNW of the Brusque-Paranaguá Terrane are observed. On the African side, the orogenic system with double vergence is developed (Figure 1), based on data from Goscombe & Gray (2007).
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A
Figure 1: Geodynamic evolution structural model of the study area.
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3. CONCLUSIONS From the integration of the data, it is highlighted the similarities between the Brusque and Paranaguá Terranes, and, therefore, it is assumed that they have evolved together in the same collision system. This system would be the result of a complex collision mainly controlled by the geometry of the archaean / paleoproterozoic blocks. In an overview of the movement of the three blocks (Curitiba Terrane, Luís Alves and Angola Craton), it should be noted that they are configured in an anti-clockwise rotation system. The Curitiba Terrane would have a movement for SSE and the Angola Craton for NNW, while the Luís Alves Terrane, a relative movement for N. The aforementioned model is corroborated by magnetic and gravimetric data in the study area. In the magnetic map the Itajaí-Perimbó Shear Zone is represented by a line of high magnetic susceptibility, probably related to the rocks of the Paleoproterozoic basement. In the gravimetric profiles and maps it is possible to observe that this structure is marked by a negative gravimetric anomaly and a crustal thickening in front of the adjacent terranes, characterized as a suture zone between two tectonic blocks with a history of distinct geodynamic evolution.
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XVI SIMPÓSIO NACIONAL DE ESTUDOS TECTÔNICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS
22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
CARACTERIZAÇÃO GEOFÍSICA DA JUNÇÃO ENTRE AS SERRAS DO CURRAL E MOEDA NO QUADRILÁTERO FERRÍFERO: ZONA DE CHARNEIRA DA NAPPE CURRAL Thiago José Augusto Madeira1, Maria Silvia Carvalho Barbosa1, Issamu Endo1, Luand Roberto Aparecido Piassa1 1 Departamento
de Geologia da Escola de Minas – Universidade Federal de Ou to Preto
RESUMO Este estudo oferece uma compreensão do modelo geotectônico para a região noroeste do Quadrilátero Ferrífero, na junção entre a serra do Curral e a serra da Moeda, a partir de compilação bibliográfica das principais propostas de evolução geológica da área e sua integração com dados geofísicos de alta profundidade. Esta região apresenta alta complexidade estrutural e cobertura de solo e canga que dificulta a análise pormenorizada das principais estruturas geológicas, o objetivo precípuo desta revisão foi apresentar integração de dados geológicos de superfície com dados de anomalias gravimétricas de alta profundidade para elucidar os modelos tectônicos propostos. Os atuais modelos, com propostas divergentes, limitam-se a e studos de campo ora com foco em geologia estrutural ora com foco em descrição litoestratigráfica, sem auxílio de técnicas sofisticadas que trazem luz aos mistérios da região. O objetivo do trabalho é incrementar estas informações com técnicas geofísicas altamente estabelecidas para dados potenciais (gravimetria e magnetometria), apresentando dados de profundidades estimadas para as fontes causadoras de anomalias. Foi aplicada a deconvolução de Euler em dados gravimétricas da missão espacial TOPEX/Posseidon e integrado aos dados geológicos disponíveis, o resultado foi um perfil gravimétrico de direção Oeste-Leste, cobrindo cerca de 85 km do norte do Quadrilátero Ferrífero, que mostrou anomalias com profundidades que alcançam até 25.000 m. O modelo idealizado por este trabalho corrobora com aqueles que sugerem o desenvolvimento de uma nappe para a região, com colocação de domos de embasamento no núcleo da mega dobra com o redobramento do seu flanco normal. Trabalhos geoquímicos e geocronológicos se fazem necessários para subsidiar a proposta oferecida. Palavras-chave: Geofísica Aplicada, Deconvolução de Euler, Quadrilátero Ferrífero
INTRODUÇÃO A região noroeste do Quadrilátero Ferrífero (QFe), junção entre as serras do Curral e Moeda (Figura 1), apresenta alta complexidade estrutural e cobertura de solo e canga que ofusca seu entendimento evolutivo. Dorr (1969) interpreta um sinclinal principal (serra da Moeda) de orientação N-S batendo contra uma estrutura homoclinal principal (serra do Curral) com direção aproximadamente N60E e cerca de 100 km (Figura 2.A). A junção é localizada no meio da estrutura N60E. Pires (1979) e Pires & Miano (2015) propõem que a anticlinal serra do Curral é um bom exemplo de anticlinal recumbente (Figura 2.B), apresentando vergência NW enquanto o Gnaisse Bonfim e o greenstone belt Rio das Velhas estrangulado ocupa o núcleo da estrutura. A predominância de dobras tipo-S ao longo do contato entre os itabiritos Cauê e o xisto verde Gandarela sugere que estas unidades são o flanco superior da estrutura. Alkmim & Marshak (1998) concentraram-se na definição de uma série de domos (e.g. Bonfim e Belo Horizonte) bordejado por quilhas contendo os Supergrupos Minas e Rio das Velhas. As quilhas incluem extensos sinclinais de primeira ordem (e.g. Moeda) e extenso homoclinal (a serra do Curral) (Figura 2.B). O sinclinal Moeda forma a quilha entre os domos Bonfim e Bação, com a ocorrência de zonas de cisalhamento entre as rochas supracrustais e os domos do embasamento. Endo et al. (2005) postula um modelo tectono-estratigráfico com o desenvolvimento de uma dobra recumbente alóctone com vergência para N, denominada nappe Curral (Figura 2.C). A bacia de foreland Sabará cavalga o complexo Belo Horizonte sobre a falha de Mário Campos. Em toda serra do Curral domina a relação entre xistosidade e acamamento, bem como dobras mesoscópicas assimétricas, de flanco inverso [Z], enquanto no sinclinal Moeda o quadro estrutural é relatado como flanco normal [S] com transição na junção entre ambas as estruturas. A zona de charneira compreende esta junção completamente estrangulada pelo Gnaisse Souza Noschese envolvido no núcleo da nappe. O propósito do trabalho é a integração de dados bibliográficos geológicos, da junção entre as serras do Curral e Moeda, com dados geofísicos processados (mapas gravimétricos e deconvolução de Euler), com o
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objetivo de elucidar a proposta mais condizente por meio das respostas das estruturas dominantes em profundidade. DADOS E METODOLOGIA Devido à complexidade estrutural da junção entre as serras do Curral e da Moeda, região noroeste do Quadrilátero Ferrífero (QFe), e da necessidade de uma compreensão das estruturas dominantes em profundidade, uma vez que o mistério é encoberto por solo e canga, resultados de deconvoluções geofísicas contribuem de maneira relevante para o entendimento das estruturas dominantes da área. Dados Geológicos Os dados vetoriais de geológicos, escala 1:50.000, são do convênio entre o Serviço Geológico dos Estados Unidos (USGS) e o Departamento de Pesquisa Mineral (DNPM) (1952-1969), integrados com o mapeamento geológico do DNPM em parceria com o Serviço Geológico do Brasil (CPRM) (1992-1996). Resultando no projeto Geologia do Quadrilátero Ferrífero – Integração e Correção Cartográfica em SIG (Baltazar et al., 2005). Dados Gravimétricos e Topográficos Os dados topográficos e free-air derivam da missão espacial TOPEX/Poseidon (https://podaac.jpl.nasa.gov/TOPEX-POSEIDON), do Centro Nacional de Estudos Espaciais – CNES e da Administração Nacional de Aeronáutica e Espaço – NASA, com mais de 62.000 órbitas em volta da Terra e precisão de 4,2 cm, a altitude de referência de 1.336 km com faixa de controle da trilha terrestre de + 1km, os arquivos foram baixados em formato ASCII XYZ (http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get_data.cgi). Deconvolução de Euler A deconvolução de Euler é um método já estabelecido para interpretação de dados gravimétricos e magnetométricos para localizar e estimar a profundidade de fontes causadoras de anomalias. Para estimar a profundidade dos dados gravimétricos, o perfil de grid de aproximadamente 87 km foi processado matematicamente, a partir do Geosoft Oasis Montaj 7.0.1 e usado como entrada no software livre Euldep 1.0 (Durrheim & Cooper 1998). Quatro parâmetros foram considerados como entrada no Euldep 1.00 que seguem: altura do levantamento, limite de profundidade da estimativa, índex estrutural e tamanho da janela. Vários perfis de deconvolução, com extensões de 85 km, foram construídos perpendiculares as principais estruturas com o intuito de determinar o melhor resultado que conectavam as estruturas descritas na literatura com as anomalias em profundidade. O resultado da deconvolução (Figura 3.A) foi importado para o ambiente SIG 3D e integrado com a geologia para ser interpretado. A anomalia mais profunda apresentou profundidades que variam entre 19.000 e 23.000 m, as demais anomalias se concentraram em profundidades entre 3.000 e 6.000 m. As respostas cobriram pouco mais de 63.000 m de sua extensão horizontal total. RESULTADOS E DISCUSSÕES O perfil de deconvolução de Euler integrado a geologia possibilitou a interpretação apresentada na figura 3.B, e foi limitada a porção de cobertura das anomalias gravimétricas resultantes. Na porção Oeste, a principal estrutura foi interpretada como o descolamento em que se deu o transporte da nappe Curral (Endo et al., 2005), com o front da nappe materializado pela falha de empurrão Curral que emerge na interface entre o Grupo Sabará e o Supergrupo Minas – Norte da serra do Curral. Um arranjo típico de falhas de empurrão delimita o sinclinal de antepaís denominado out-of-syncline thrust . A conexão destas estruturas com o descolamento basal é estimada na profundidade de 18.000 m, onde apresenta uma tendência a horizontalidade (Figura 3). A falha sintética é representada pela falha de empurrão Mário Campos e o movimento de massas antitética, descrito sem registro em superfície por Endo et al. (2005), é representada pela falha Cural. O efeito da movimentação de massas antitéticas se manifesta através de meso a mega dobra do tipo kink com vergência para S-SW. As estruturas registradas na região central do perfil foram associadas com contatos geológicos que podem ou não apresentar cisalhamento entre as diversas unidades dos Supergrupo Minas (SGM) e Rio das Velhas (SGRV). A pouco mais de 30.000 m na horizontal do perfil, há anomalias que emergem no contato entre o SGM e o SGRV, estas foram interpretadas com uma alternância de sinclinais (SGM) e um anticlinal (SGRV), como pode ser observado nos modelos de Alkmim & Marshak (1998) (Figura 2.B) e de Endo et al. (2005, figura 2.D) que denomina a estrutura como anticlinal Catarina. A cerca de 50.000 m na horizontal do perfil, observa-se
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uma concentração de anomalias exatamente na interseção do perfil de deconvolução com a zona de cisalhamento São Vicente. Esta estrutura, interpretada por dados gravimétricos, magnetométricos e estruturais de campo por Madeira (2016) e Madeira et al. (2017), foi postulada como o descolamento basal da nappe Ouro Preto (Almeida et al ., 2002). A região Oeste do perfil de deconvolução de Euler, no intervalo entre 55.000 e 66.000 m na horizontal, notam-se as estruturas com cerca de 12.000 m de profundidade. Estas estruturas foram interpretadas como a charneira da sinclinal Gandarela (Figura 3.B), também apresentada em perfil geológico por Dorr (1969) e com dados de deconvolução de Euler por Oliveira et al. (2005), com o flanco SE de mergulho mais acentuado que o flanco NW. A limitação abrupta de anomalias gravimétricas em profundidade ocorre na região entre a zona de cisalhamento Santa Bárbara (Angeli 2015, Madeira et al . 2015), cerca de 67.000 m do perfil na horizontal (Figura 3.A), e a zona de cisalhamento Água Quente (Rossi & Endo 2015, Madeira et al. 2017), limite do perfil. A causa na interrupção das anomalias nessa região precisa ser investigada. Um modelo estrutural sintético, a partir de dados estruturais dos principais modelos propostos para a região, é ilustrado com suas principais fases de evolução na figura 4. O primeiro evento mostra os estágios iniciais de evolução de uma mega dobra, com vergência para N (Figura 4.A). No segundo estágio (Figura 4.B) ocorreu o desenvolvimento de uma bacia do tipo foreland e a nucleação do embasamento, em que o flanco normal (sinclinal Moeda) é redobrado pela colocação dos complexos gnáissicos gerando os sinclinais e antiformes mapeados por diversos autores para a região (e.g. sinclinais das Gaivota e da Mutuca, anticlinais Catarina e dos Fechos). A fase final do desenvolvimento da estrutura, na região da junção entre as serras do Curral e Moeda, e erosão das rochas é apresentada na figura 4.C. A confecção deste modelo, além de se basear na literatura disponível, teve como base estudos que integram dados estruturais de diversos orógenos arquenos e paleoproterozóicos do mundo. Como o proposto por Sullivan (2013), em que extensivos domínios de tectonitos L e L>S, comumente descritos para estes orógenos, ocorreram em altos gradientes geotérmicos favorecendo tanto a orogenia paralela a elongação máxima quanto o diapirismo e a formação de domos gnáissicos. CONCLUSÕES E SUGESTÕES A análise da integração dos dados geológicos (bibliográficos) com os dados geofísicos (bibliográficos e processados) sugere que os modelos mais adequados para a evolução tectônica desta área se enquadra naqueles com o desenvolvimento de uma nappe. As principais evidências, além do notável paralelismo das lineações e eixos de dobras apresentadas na literatura, foram as anomalias gravimétricas de alta profundidade que mostram intrínseca afinidade e emergem nos traços das estruturas registradas em superfície. Para testar e melhorar o modelo proposto, sugerem-se trabalhos geoquímicos e geocronológicos para o reconhecimento de idade das rochas e das deformações envolvidas. Ainda, um processamento mais detalhado de dados geofísicos da região Leste do perfil de deconvolução apresentado, a fim de checar a natureza das estruturas em profundidade. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALKMIM F.F. & MARSHAK S. 1998. Transamazonian Orogeny in the Southern São Francisco Craton Region, Minas Gerais, Brazil: evidence for Paleoproterozoic collisional and collapse in the Quadrilátero Ferrífero. Precambrian Research, 90: 29-58. ALMEIDA L.G., ENDO I., FONSECA M.A. 2002. Sistema de nappes na porção meridional do Quadrilátero Ferrífero, MG. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 41, João Pessoa, Anais, p. 615. ANGELI G. 2015. Arcabouço estrutural e contribuição à estratigrafia do Grupo Maquiné, Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais. Dissertação de Mestrado, Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto BALTAZAR O.F., BAARS F.J., LOBATO L.M., REIS L.B., ACHTSCHIN A.B., BERNI G.V., SILVEIRA V.D. 2005. Mapa geológico do Quadrilátero Ferrífero, escala 1:50.000, com Nota Explicativa. In: LOBATO LM et al. (Eds). Projeto Geologia do Quadrilátero Ferrífero – Integração e Correção Cartográfica em SIG com Nota Explicativa. Belo Horizonte, CODEMIG. DORR II J.V. 1969. Physiographic, stratigraphic and structural development of the Quadrilatero Ferrifero, MG, Brazil. United States Geological Survey Professional Paper 614-A. 110 pp. DURRHEIM R.J., COOPER G.R.J. 1998. EULDEP: a program for the Euler deconvolution of magnetic and gravity data. Elsevier – Computer & Geosciences, 24(6):545-550.
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XVI SIMP SIO NACIONAL DE ESTUDOS TECT NICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
A PROVÍNCIA ANOROGÊNICA PRECURSORA AO ORÓGENO ARAÇUAÍ-OESTE CONGO: NOVOS DADOS E INTEGRAÇÕES BRASIL-ÁFRICA Anderson M. Victoria 1, Simone C. P. Cruz 1, Antônio C. Pedrosa Soares 2, Ramon N. Borges3 1 Programa de Pós-Graduação em Geologia, Universidade Federal da Bahia,
[email protected]
2 Centro de Pesquisa Manoel Teixeira da Costa, Instituto de Geociências, Universidade Federal
de Minas Gerais
3 Universidade Ferderal da Bahia, Instituto de Geociências
1. INTRODUÇÃO Ao longo do Neoproterozoico, o paleocontinente São Francisco-Congo experimentou, no mínimo, três eventos de abertura intracontinental na região onde atualmente estão inseridos o Orógeno Araçuaí (sudeste do Brasil), o Orógeno Oeste Congo (sudoeste da África) e regiões cratônicas adjacentes. Dentre esses, o rifte do Toniano inferior (ca. 957-867 Ma) é documentado como um dos mais expressivos, com geração de um vasto volume de rochas magmáticas anorogênicas (Pedrosa-Soares e Alkmim., 2011). Um dos principais produtos desse rifte localiza-se no oeste da África, na região que compreende o BasCongo e o norte da Angola e compreende os grupos Zadiniano e Mayumbiano (Tack et al., 2001). O primeiro contém, dentre outras rochas, uma sequência de aproximadamente 1.600 a 2.400 m de rochas metavulcânicas básicas (metabasaltos Gangila) com assinatura toleítica compatível com os derrames continentais. O grupo Mayumbiano está sobreposto a essas rochas máficas e é composto, principalmente, por uma camada tabular de riolitos com espessura de 3.000 a 4.000 m. Na base dessa sequência, Tack et al. (2001 ) encontraram a idade de 920 ± 8 Ma e no topo 912 ± 7 Ma (U-Pb, SHRIMP, zicão). Nessa região, os autores ainda descrevem algumas intrusões de granitoides anorogênicos, à exemplo dos corpos Matadi e Bata Kimenga, com 924 ± 25 Ma e 917 ± 14 Ma respectivamente (U-Pb, SHRIMP, zircão). Além da província congolesa, na costa oeste do Gabão, na região de Mayumba, ocorrem intrusões gabroicas (904 ± 6 Ma, U-Pb, zircão) e graníticas (867 ± 4 Ma, U-Pb, zircão) que são correlacionadas com as rochas vulcânicas do Congo e interpretadas como o correspondente bimodal plutônico do rifte toniano (Thiéblemont et al., 2009). Na porção brasileira do rifte do Toniano inferior, a Suíte Salto da Divisa (Silva et al., 2008) localiza-se na região sul-sudeste do estado da Bahia, divisa com Minas Gerais, e é entendida como um conjunto de granitoides anorogênicos ( Sensu Loiselle e Wones, 1979) intrusivos no embasamento riaciano representado pelo Complexo Itapetinga (Dalton de Souza et al., 2003). Por estar em uma região limite cartográfico, para contemplar a suíte como um todo é preciso compilar os mapas regionais de Dalton de Souza et al. (2003), Moraes Filho et al. (2007) e Pinto e Silva (2014; figura 1). De acordo com Moraes Filho e Lima (2007), no Complexo Itapetinga ocorrem ortognaisses sienograníticos e tonalíticos com intercalações de anfibolitos e biotititos. Um metatonalito gnáissico desse complexo apresenta idade de cristalização em 2.124 ± 10 Ma (U-Pb, SHRIMP, zircão, Silva et al. (2002). Por sua vez, a Suíte Salto da Divisa (ca. 914-875 Ma; Silva et al., 2002, 2008; Menezes et al., 2012) corresponde a um conjunto de granitoides evoluídos enriquecidos em álcalis, com minerais máficos (biotita e anfibólio) ferruginosos e, por vezes, portadores de fluorita. Devido à similaridade de idade e o caráter anorogênico verificado pelas análises litoquímicas de Teixeira (2006), Silva et al. (2008) e Menezes et al. (2012) e Victoria (2017), essa suíte vem sendo correlacionada com a província plutono-vulcânica africana. Recentemente, Victoria (2017) também mostrou a existência de rochas vulcânicas félsicas correlacionáveis com os riolitos da sequência Mayumbiana. Os granitoides anorogênicos da Suíte Salto da Divisa e as vulcânicas recém descobertas correspondem as únicas manifestações de magmatismo félsico do rifte toniano até então catalogados no Orógeno Araçuaí e região cratônica adjacente. Este trabalho vem apresentar uma síntese dos resultados obtidos por Victoria (2017) a respeito não só das primeiras rochas vulcânicas encontradas na região, mas também da subdivisão do conteúdo plutônico em unidades e litofácies magmáticas. Devido ao aumento da extensão em área e a constatação da complexidade magmática, é proposta a evolução da Suíte Salto da Divisa para a Província Anorogênica Toniana do Sul da Bahia.
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2. A PROVÍNCIA ANOROGÊNICA DO SUL DO ESTADO DA BAHIA: NOVOS DADOS E DISCUSSÕES Nessa província são encontrados componentes vulcânicos e plutônicos. Apesar de estarem deformadas e metamorfizadas, a procedência vulcânica de uma das unidades cartografadas pode ser verificada pela presença de fenocristais euédricos e subédricos de K-feldspato, com bordas e golfos de corrosão, dispersos na matriz quartzo-feldspática de granulação fina a muito fina. Predominam metatraquitos e metariolitos enriquecidos em álcalis, com soma de Na 2O e K 2O entre 7 e 11%. Também possuem altos valores de FeOt/MgO, Nb, Y, Zr, ETR (exceto Eu) e deficiência em Sr, P e Ti. Datou-se um desses metariolitos (U-Pb, LA-ICPMS, zircão) e obteve-se a idade de cristalização magmática em 913 ± 4 Ma. O magmatismo plutônico foi dividido em duas unidades: i) bimodal e ii) núcleos de granitoides. Os componentes félsicos da unidade bimodal estão representados por meta-álcali feldspato granitos e metasienogranitos de granulação fina a média ou de granulação grossa a porfirítica. Os litotipos máficos compreendem metagabros, metadioritos e anfibolitos. Nos domínios mais preservados da unidade bimodal verificam-se e feições que sugerem interação entre os dois extremos magmáticos e, por vezes essa interação é acompanhada de mistura do tipo mixing, com formação de granitoides mesocráticos, de granulação fina a média e composição intermediária entre os dois extremos magmáticos. Essa zona de interação também é mercada pela presença de biotita que aparece substituindo hornblenda e indica a entrada de potássio proveniente do magma félsico no magma máfico. Essa situação pode ser verificada em diferentes intensidades sendo, por vezes, encontradas rochas extremamente enriquecidas em biotita. Em alguns locais a concentração desse mineral supera 75% e formam-se biotititos. Em geral, as rochas encontram-se deformadas e gnaissificadas. Os domínios de maior deformação da unidade bimodal são predominantes e, neles, se observa um bandamento gnáissico em que esses dois extremos magmáticos formam níveis alternados, descontínuos e com uma xistosidade a ele paralelizado. Essa xistosidade pode aparecer de baixo a médio ângulo de mergulho ou então, quando afetada pela zona de cisalhamento transpressiva de Itapebi-Potiraguá (Cruz et al., 2012), com um bandamento subverticalizado. Em ambas as situações podem ocorrer milonitos, boudins, dobras isoclinais e zonas de transposição. Os núcleos de granitoides correspondem a dez corpos com geometrias circulares ou elípticas, que formam a Suíte Salto da Divisa de Silva et al. (2008) e que estão mapeados como os granitoides anorogênicos tonianos em Moraes Filho e Lima (2007). Os afloramentos que compõe essa unidade ocorrem em extensos lajedos e podem ser subdivididos nas litofácies dos granitoides sem ou com amazonita. Os primeiros são metasienogranitos e meta-álcali feldspato granitos rosados, de granulação fina a média ou de granulação grossa, a porfirítica, podendo conter fluorita. A assinatura química dessas rochas assemelha-se com a dos granitoides africanos (Tack et al., 2001). As rochas com amazonita ocorrem em menor quantidade, preferencialmente nas bordas dos corpos sem amazonita, e são meta-álcali feldspato granitos e meta-quartzo álcali feldspato granitos esbranquiçados, com tons esverdeados característicos devido a presença desse mineral disseminado na rocha ou também na forma de veios. Além disso, são rochas portadoras de albita, fluorita e muscovita. Com base nesses resultados químicos e na presença de muscovita e fluorita recorrentes, a litofácies com amazonita foi interpretada como um endogreisen, em zona apical, subvulcânica, dos corpos anorogênicos. Nesse caso, o protólito dessas rochas seria os próprios granitoides sem amazonita. A unidade bimodal está representada como parte do embasamento riaciano (Complexo Itapetinga) no mapa de Moraes Filho e Lima (2007). A incorporação dessas rochas à Suite Intrusiva Salto da Divisa fez com que houvesse um aumento da sua área de ocorrência de ca. 800 km² (Dalton de Souza et al., 2003; Moraes Filho e Lima, 2007 e Pinto e Silva, 2014; figura 1) para ca. 2000 km 2 (Victoria, 2017). Entretanto, alguns aspectos, de campo, petrográficos e químicos demonstram uma semelhança entre as litofácies félsicas da unidade bimodal com as rochas da Suite Salto da Divisa estudadas por Silva et al. (2008) e Menezes et al. (2012): (i) ausência de litofácies tonalíticas; ii) semelhança composicional e química (Victoria, 2017) com os granitoides anorogênicos tonianos; (iii) ausência de relações de contato intrusivo entre os granitoides tonianos e os ortognaisses que o rodeiam. A semelhança de idade das rochas metavulcânicas (Victoria, 2017) e dos granitoides anorogênicos (Silva et al., 2002; Menezes et al., 2012) da Província Anorogênica Toniana do Sul da Bahia, com os correspondentes plutônicos e vulcânicos da África (Tack et al., 2001; Thiéblemont et al., 2009), assim como a semelhança 145
química entre essas rochas (Victoria, 2017), permitem correlaciona-los como parte de um mesmo magmatismo. Esse fato sugere a existência de um magmatismo mais expressivo e responsável pela geração de um grande volume de rochas não só na costa oeste da África, mas também no lado brasileiro do rifte. No entanto, este rifte parece ter sido abortado por volta de 875 Ma, uma vez que não existem registros de crosta oceânica.
Figura 1. Mapa geológico da Suíte Salto da Divisa, resultante da compilação das Folhas Salvador (Dalton de Souza et al., 2003), Itapetinga-Canavieiras (Moraes Filho e Lima, 2007) e do mapa geológico do Estado de Minas Gerais (Pinto e Silva, 2014). Em destaque a localização das amostras de granitoides datados por Silva et al. (2002) e Menezes et al. (2012) para a suíte. Apoio: NGB-UFBA (Núcleo de Geologia Básica-Universidade Federal da Bahia), Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geologia, UFBA, CAPES – Programa Demanda Social; CPMTC-UFMG (Centro de Pesquisas Manoel Teixeira da Costa-Universidade Federal de Minas Gerais) Agradecimentos: Os autores agradecem ao Conselho Nacional Científico e Tecnológico (CNPq) pela bolsa de produtividade concedia a Simone Cerqueira Pereira Cruz e Antônio Carlos Pedrosa Soares.
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REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS CRUZ, S., ALKMIM, F., SILVA, A.J.P., TEIXEIRA, L., PEDROSA-SOARES, A.C., CORREA GOMES, L.C., SOUZA, J.S., LEAL, A.B.M., 2012. Orógeno Araçuaí. In: Barbosa, J.S.F. Geologia da Bahia-Pesquisa a Atualização, 2, Salvador, CBPM, 131-177. DALTON DE SOUZA, J., KOSIN, M., MELO, R.C., SANTOS, R.A., TEIXEIRA, L.R., SAMPAIO, A.R., GUIMARÃES, J.T., VIEIRA BENTO, R., BORGES, V.P., MARTINS, A.A.M., ARCANJO, J.B., LOUREIRO, H.S.C., ANGELIM, L.A.A., 2003. Mapa Geológico do estado da Bahia-Escala 1:1.000.000. Salvador, CPRM. Versão 1.1. Programas de Carta Geológica do Brasil ao Milhonésimo e Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil (PLGB). Convênio de Cooperação a Apoio Técnico-Científico CBPM-CPRM. EBY, G.N., 1992. Chemical subdivision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20, 641644. LOISELLE, M.C., WONES, D.R., 1979. Characteristics and origin of anorogenic granites. In: Abstracts of papers to be presented at the annual meetings of the Geological Society of America and Associated Societies, San Diego, California, November 5–8, 11, 468. MENEZES, R.C.L., CONCEIÇÃO, H., ROSA, M.L.S., MACAMBIRA, M.J.B., GALARZA, M.A., RIOS, D.C., 2012. Geoquímica e geocronologia de granitos anorogênicos tonianos (ca. 914-899 Ma) da Faixa Araçuaí no sul do estado da Bahia. Geonomos, 20(1), 1-13. MORAES FILHO, J.C.R., LIMA, E.S., 2007. Região de Itapetinga, sul da Bahia (borda SE do Cráton do São Francisco): geologia e recursos minerais. Série arquivos abertos, 27. Salvador, CPRM e CBPM, Brasil, 58 p. PEDROSA-SOARES, A.C., ALKMIM, F.F., 2011. How many rifting events preceded the development of the AraçuaíWest Congo orogen? Geonomos, 19(2), 244-251. PINTO, C.P, SILVA, M.A., 2014. Mapa Geológico do Estado de Minas Gerais, escala 1.1.000.000, Belo Horizonte, Programa Geologia do Brasil, Integração, Atualização e Difusão de Dados da Geologia do Brasil, CODEMIG, CPRM, Governo Federal., Governo de Minas, Secretaria de Geologia Mineração e Transformação Mineral. SILVA, L.C., ARMSTRONG, R., NOCE, C.M., CARNEIRO, M.A., PIMENTEL, M.M., PEDROSA-SOARES, A.C., LEITE, C.A., VIEIRA, V.S., SILVA, M.A., PAES, V.J.C., CARDOSO FILHO, J.M., 2002. Reavaliação da evolução geológica em terrenos pré-cambrianos brasileiros, com base em novos dados U–Pb SHRIMP, Parte II: Orógeno Araçuaí, Cinturão Mineiro e Cráton São Francisco Meridional. Revista Brasileira de Geociências, 32, 513 –528. SILVA, L.C., PEDROSA-SOARES, A.C., TEIXEIRA, L.R., 2008. Tonian rift-related, A-type continental plutonism in the Araçuaí Orogen, eastern Brazil: New evidence for the breakup stage of the São Francisco–Congo Paleocontinent. Gondwana Research, 13, 527–537. TACK, L., WINGATE, M.T.D., LIÉGEOIS, J.P., FERNANDEZ-ALONSO, M., DEBLOND, A., 2001. Early Neoproterozoic magmatism (1000–910 Ma) of the Zadinian and Mayumbian Groups (Bas -Congo): onset of Rodinia rifting at the western edge of the Congo craton. Precambrian Research, 110, 277–306. TEIXEIRA, L.R., 2006. Notas sobre a geoquímica de algumas unidades litológicas, Folha Itapetinga 1:250.000. Convênio Serviço Geológico do Brasil, CPRM, CBPM, Salvador, 12 p. THIÉBLEMONT, D., CASTAING, C., BILLA, M., BOUTON, A., PRÉAT, A., 2009. Notice explicative de la carte géologique et des ressources minerals de la République gabonaise à 1/1000000. Programme Sysmin 8 ACP GA 017, Ministère des Mines, duPétrole, des Hydrocarbures. Direction Générale des Mines et de la Géologie,384 p. VICTORIA, A.M. (Dissertação de Mestrado), 2017. A Província Anorogênica Toniana Precursora ao Orógeno AraçuaíOeste Congo: Novos Dados e Integrações Brasil-África. UFBA, Salvador, Brasil, 135 p.
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CRYOGENIAN RIFT ARCHITECTURE AND RELATED GLACIOMARINE DEPOSITS ON TURMALINA REGION, ARAÇUAÍ OROGEN, BRAZIL Marco Paulo de Castro1a*, Maria Eugênia Silva de Souza1b, Maximiliano de Souza Martins 1c, Gláucia Nascimento Queiroga1d, Leon Dias Oliveira1e 1* ª
Universidade Federal de Ouro Preto, e-mail:
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1. INTRODUCTION The Neoproterozoic glaciations are in many respects still enigmatic and have proven valuable for the intercontinental correlations required for reconstruction of Precambrian supercontinents (Young, 1992). The sudden transition from an extremely cold climate to an extremely warm climate in which the cap-carbonates were formed in large parts of the world, has led to several hypotheses, but none of them has been generally accepted so far (van Loon, 2008). The interpretations of these old ice ages are based mainly on the occurrences of diamictites and the entire Earth was covered by ice several times, possibly during a Archean, Paleoproterozoic and certainly during two Neoproterozoic glaciations, the Sturtian and the Marinoan, which belong both to a long-lasting cold interval, the Cryogenian (McKirdy et al., 2001). Diamictites of exceptional thickness have been found in all continents and that are interpreted as glaciomarine deposits which results in highly variable facies architecture. In the other hand, as diamictites do not necessarily represent direct glacial deposits but are known to represent more commonly mass-transported sediments. Also, a considerable part of the extremely thick Neoproterozoic glaciomarine deposits represent in part a syntectonic mass-flow (van Loon, 2008; Eyles, 1993). The Chapada Acauã Formation of the Macaúbas Group in the Araçuaí orogen of southeastern Brazil provides evidence of Neoproterozoic glaciation (Karfunkel and Hoppe, 1988; Pedrosa-Soares, 2001) on the fractured surface of the São Francisco paleocontinent. The diamictites and associated rocks of the Chapada Acauã Formation are some 190 m thick in the Turmalina region. They consist of a remnant of the glaciomarine sequence deposited during a stage of crustal extension. Overall facies architecture reflects marine environment with continental contribution in syntectonic mass-flow context. Probably had an influence of subaqueous debris flows and turbidity currents. The presence of dropstones may have occurred during climatic amelioration. This rocks rest unconformably above Tonian Planalto de Minas Formation (Souza, 2016), rift-related sedimentary and volcanics rocks were erupted during a one of periods of general fragmentation and rifting of the São Francisco Paleocontinent 890 Ma ago. The first break-up stage of Macaúbas basin was registered by the rift sequence of the Matão Formation (Martins, 2008) and by mafic rocks of Capelinha Formation (~957 Ma) (Castro, 2014) and Pedro Lessa Suite (Machado, 1989; Queiroga et al., 2012). The preserved rift structure was proved by geophysics models, geochronological data and field evidences (normal faults, thickness variation of diamictites and lithofacies architecture). Marine sediments of the Salinas Formation appears above of the Chapada Acauã Formation. Mafic dikes of NW-SE direction cuts the Chapada Acauã formation and suggests a young age for this mafic rocks, probably related to a Cambrian orogenic collapse or related to Atlantic ocean opening. ∼
2. LITHOFACIES ARCHITECTURE OF CHAPADA ACAUÃ FORMATION IN THE TURMALINA REGION The main stages of the precursor basins systems of the Araçuaí orogen is registers by the Neoproterozoic Macaúbas Group (southeastern Brazil). Based on the occurrence of glaciogenic diamictites, the Macaúbas Group recording at least one glacial event in the Cryogenian, (Babinski et al. 2012; Uhlein et al., 1999). Serra do Catuni, Nova Aurora and Chapada Acauã formations represents the glaciogenic units. A sedimentological study of these Neoproterozoic sequences is important and necessary to distinguish possible glaciogenic environments and depositional processes (Miall, 1984). In the Turmalina region the Chapada Acauã Formation is approximately 200 meters thick and consists of diamictites, conglomerates, sandstones, siltstones with dropstones and rare limestones lenses. The variable greenschist to low amphibolite metamorphism and the espetacular facies preservation made it possible we use a
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sedimentar terminology for the descriptions. In some places a penetrative foliation has obliterate sedimentary features and the pebbles are flattened and elongated parallel to a stretching lineation. Detailed lithofacies analysis of the Chapada Acauã formation reveals eight lithofacies types: massive diamictites (Dm), clasts-supported conglomerates (Ccs), matrix-supported conglomerates (Mcs), massive sandstones (Sm), graded sandstones (Sg), Siltstones with dropstones (Sd), pelites (P) and limestones (L). The diamictites (Dm) is the most recurrence lithofacies in the Turmaline region and contain clasts from sand to boulder size in a dominantly muddy matrix, in some cases rich in carbonates. The clasts are mainly quartzites, diferent types of granitoids and gneisses, limestones, quartz, schists and rare mafic rock. The majority of carbonate clasts have obscure provenance. The clasts have a variable sizes, can be millimetric to centimetric although a few reach 1.5 meters in diameter. They are angular to sub-rounded, but are often tectonically deformed. Diamictites occur in a wide range of bed thicknesses, from lenses a few decimeters thick, up to beds of 20 until 60 meters. The thickest beds are massive and show little variation in clast size or clast/matrix ratio from top to bottom. Bedding can be identified by lithological changes, usually sandstone or conglomerates, interbedded with diamictites showing abrupt and erosive contacts. This diamictite lithofacies is interpreted as the result of deposition from subaqueous cohesive debris flows (Walker, 1984, Uhlein, 1999). The clast-supported conglomerates (Ccs) are massive and the clasts usually are sub-rounded to rounded, are composed of quartzites, granitoids and limestones, a few centimeters in diameter, in a coarse sandy matrix. In the diamictites, conglomerate beds are generally lenticular with irregular and erosive bottom contacts or appears with channels forms. Top contacts tend to be irregular and bottom contact erosive. The bed thicknesses range up to 10 meters. The lithofacies Ccs is interpreted as having resulted from a rapid suspension traction sedimentation from high-concentration turbidity currents (Walker, 1984; Uhlein, 1999) where in the some cases the sediment flux into the basin make excavation channels. Matrix-supported conglomerates (Mcs) can be found in a few outcrops and are formed by sand matrix with clasts of quartzites, granitoids and schists. The clasts have millimetric to decametric sizes and they are sub-rounded to round. The contacts relationships are the same of the lithofacies Ccs. Massive sandstones (Sm) are massive, poorly sorted, medium to coarse-grained, 0.3 to 3.0 m in thickness, and show sharp, non-erosive boundaries. The beds are sheet-like to slightly lenticular in shape. This lithofacies is interpreted as the product of a rapiden mass settling of dense grain concentrations from a high concentration turbidity current (Pickering et al., 1986) or as grain flows/liquefied flows developed in a gravitational context (Lowe, 1982, Uhlein, 1999). The siltstone with dropstones (Sd) lithofacies is characterized for large sparse clasts (until 1.5 meters of diameter) immersed in sediment of pelitic origin. This typical glacial sediment can be explained by such special situation of ice drift which occurred during climatic amelioration (Van Loon, 2008; Bhattacharya and Bhattacharya, 2015). The graded sandstones (Sg) commonly occur in the upper part of graded sequences which have a conglomeratic base. They also appear at other stratigraphic levels, unrelated to conglomerates. They have erosive lower contacts. These lithofacies are interpreted as typical products of turbidity currents associated with decreased slope gradient and rapid loss of flow competence (Walker, 1984; Uhlein, 1999). The pelites (P) are transformed by tectonics and metamorphism into schists. The pelites occur in beds a few millimeters to tens of meters in thickness. They are interpreted as pelagic or hemipelagic sediments and the main mode of sedimentation was the settling of suspended material in a standing body of water. They represent the distal fringe of deposition from gravity flows (Walker, 1984). Many clasts of limestones could be found in some diamictites and a unique outcrop of limestone (L) with approximately 15 meters appears above the diamictite and it covered by a pelite sequence. The origin its obscure. In fact, the tectonic influence suggests a shallow locally environment in a horst context which permits chemical deposition.
3. DEPOSITIONAL MODEL, ASSOCIATED TECTONIS AND AGES The Chapada Acauã Formation consists of resedimented glacial material deposited by subaqueous debris flows, turbidity currents and iceberg and glacial sediments that make up fans in áreas of the discharge of flows. The presence of many dropstones reveals a context of climatic amelioration which permits drift icebergs 149
formation. They was can therefore have transported glacial debris. All of this mechanisms suffered important influence of extensional tectonics in the Cryogenian time. The Chapada Acauã Formation may be described as a submarine slope-apron system or subaqueous delta slope (I Lonne, 1995), a type of submarine environment which includes slope (diamictites facies) turbiditic currents. Extensional tectonics, separating individual blocks which creates different depocenters associated with major faults and they built de perfect conditions for subaqueous gravitational flows responsible for the generation of a thick packages of diamictites and associated rocks. The main control on the development of this depositional system appears to have been tectonic. Major fault movement and basin subsidence produced the influx of coarse clastic sediments to the basin. The minor thickness of diamictites of Chapada Acauã Formation in the Planalto de Minas region (towards to the West) suggests a tectonic control in the timing of the sedimentation, where horsts and grabens architecture permits exceptional depositional conditions with high thickness packcages in the Turmalina region (local depocenter). Structures within this rift basin affected depositional patterns by creating sites of uplift and erosion, by controlling pathways of sediment transport, and by defining the accommodation space for sediment deposition and preservation. Decrease in tectonic activity, sediment supply and/or a relative rise in sea level through the Macaúbas basin led to an overall fining-upward basin fill. The dating of the Neoproterozoic glaciations has profited much from the occasional presence of carbonates capping the diamictites. These so-called cap-carbonates in themselves pose a problem, however, because they reflect a warm climate, and therefore are difficult to understand as immediately overlying the glacial diamictites without any apparent hiatus. The age of the glaciation related to the Chapada Acauã Formation are still enigmatic. Data compilation of the aproximetely 500 detrital zircons about this unit (Babinski et al., 2012; Kuchenbecker et al., 2015 and this work) reveals the presence of Archean to late Neoproterozoic age peaks. Kuchenbecker et al. (2015) obtained two concordant detrital zircon ages in metasandstone (758 ± 7 Ma and 743 ± 7 Ma) and these data corroborate maximum depositional age of the Chapada Acauã Formation. Another important age is the peak around 890 Ma (this work) because suggests that the Planalto de Minas region and the related mafic rocks was the footwall of border fault represented mainly by the structural high of Planalto de Minas-Terra Branca (Souza, 2016), producing an elevated flank and provided sediments during the time of deposition. This data reforces the influence of the tectonic activity during the deposition of the Chapada Acauã Formation Sediments. We assume that Cryogenian rifting-zone was accommodated through a series of dominantly faults with N-S axes. This event clearly inherited ancient structures along the same region reached earlier by Tonian rifting. This modeling is in agreement with the stronger wedge-shaped lateral variation of thickness registered on the glacial-related sediments near to the Araçuaí river valley. The geophysics models created from maps of analytic signal and Euler deconvolution corroborates for this scenario and reveals preserved horst and grabens architecture. The analytic signal maps and the total derivative (Z) maps showing a system of dikes which cuts de Chapada Acauã Formation near to the Araçuaí river in the Turmalina region. The field works, microscopy studies and mineral chemical (via JEOL-JXA 8230 superprobe) shows considerable aspects. This rocks can be characterized like undeformed mafic rocks with basaltic composition. The presence of clinopiroxene (augite), euedric feldspars and ophitic microtexture suggest the original magmatic composition. The structural relationships demonstrates that the mafic rocks are positioned in the same direction of the crenulation cleavage (Sn+1). That structure was formed during the orogen collapse and has association with the built of the Chapada Acauã shear zone, probably in the late Cambrian.
4. CONCLUSIONS AND FINAL REMARKS The extensional fault-controlled topography surrounding a rift basin on Cryogenian time strongly influenced the Chapada Acauã sedimentary systems. Inherited structures of events pre-1.0 Ga controlled the width and geometry of at least three basin-generations between earlier Tonian to Cryogenian on the policiclic Macaúbas basin. The thick sucession of glaciomarine diamictites consist probably of mass-flow deposits with indirect glacial influence in climatic amelioration context. The age of this glaciogenic event remains without awnser until now, but the relative ages and the field relatioships can resolve some questions. Still remains many 150
questioning. What is the absolute age of the Cryogenian glaciation? How many rifts precedes the passive ma rgin moment? The Sete Lagoas Formation can be the carbonate cap of this glacial event?
ACKNOWLEDGMENT This work is supported by CNPq (grant number 305232/2013-4), FAPEMIG ( CRA APQ 04444/10) and PROPP/UFOP 2015-2016 grants. Microanalysis Laboratory of the Universidade Federal de Ouro Preto, a member of the Microscopy and Microanalysis Network of Minas Gerais State/Brazil/FAPEMIG REFERENCES BABINSKI, M., TRINDADE, R., PEDROSA-SOARES, A.C., MARTINS, M.S., NOCE, C.M., LIU, D. (2012). Neoproterozoic glacial deposits from the Araçuaí orogen, Brazil: Age, provenance and correlations with the São Francisco craton and West Congo belt. Gondwana Research, 21:451-465. BATTACHARYA, H.N & BHATTACHARYA B., 2015. Lithofacies architecture and paleogeography of the Late Paleozoic glaciomarine Talchir Formation, Raniganj Basin, India. Journal of Paleogeography, 4 (3): 269-283 CASTRO, M.P. (2014). Caracterização geológica da Formação Capelinha como uma unidade basal do Grupo Macaúbas em sua área tipo, Minas Gerais. DEGEO, UFOP, Ouro Preto, Dissertação de Mestrado, 146p. EYLES, N. (1993). Earth's glacial record and its tectonic setting. Earth-Science Reviews 35, 1 – 248. LONNE, I. (1995). Sedimentary facies and depositional architecture of ice-contact glaciomarine systems. Sedimentary Geology, 98: 13-43. KARFUNKEL, J. & HOPPE, A. (1988). Late Proterozoic glaciation in central-eastern Brazil: synthesis and model. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 65: 1-21. KUCHENBECKER, M., PEDROSA-SOARES, A. C., BABINSKI, M., FANNING, M. (2015). Detrital zircon age patterns and provenance assessment for pre-glacial to post-glacial successions of the Neoproterozoic Macaúbas Group, Araçuaí orogen, Brazil. Precambrian Research 266: 12-26 MACHADO, N., SCHRANK, A., ABREU, F.R., KNAUER, L.G., ALMEIDA-ABREU, P.A. (1989). Resultados preliminares da geocronolgia U/Pb na Serra do Espinhaço Meridional. V Simp. Geol. Minas Gerais, Anais, p.171-174, Belo Horizonte. MCKIRDY, D.M., BURGESS, J.M., LEMON, N.M., Yu, X., COOPER, A.M., GOSTIN, V.A., JENKINS, R.J.F., BOTH, R.A. (2001). A chemostratigraphic overview of the late Cryogenian interglacial sequence in the Adelaide Fold-Thrust Belt, South Australia. Precambrian Research 106, 149 – 186. MARTINS, M., KARFUNKEL, J., NOCE, C.M., BABINSKI, M., PEDROSA-SOARES, A.C., SIAL, A.N., LIU, D. (2008). A sequência pré-glacial do Grupo Macaúbas na área-tipo e o registro da abertura do Rifte Araçuaí. Revista. Brasileira de Geociências, 38(4) 761-772. MIALL, A.D. (1984). Principles of Sedimentary Basin Analysis. Springer, New York. PEDROSA-SOARES, A.C., NOCE, C.M., WIEDEMANN, C.M., PINTO, C.P. (2001). The Araçuaí-West Congo orogen in Brazil: An overview of a confined orogen formed during Gondwanland assembly. Precambrian Res., 110: 307-323. QUEIROGA. G. N., DUSSIN, I.A., MARTINS, M., MACHADO, M.C., KAWASHITA, K., CHEMALE, F. (2012). Roteiro de Campo – Rochas Ígneas. In: Dussin I.A. & Chemale F. (ed). Geologia Estrutural e Estratigrafia do Sistema Espinhaço – Chapada Diamantina e sua Aplicação nas Bacias Mesocenozóicas da Margem Passiva Brasileira. Belo Horizonte, FUNDEP/PETROBRÁS, 170-195. SOUZA, M.E.S. (2016). Caracterização litoestrutural e geocronológica dos xistos verdes e metagabros do Grupo Macaúbas nas regiões de Terra Branca e Planalto de Minas, Minas Gerais. Dissertação de Mestrado. Ouro Preto, Brasil. 245p. UHLEIN, A., TROMPETTE, R., ALVARENGA, C. (1999). Neoproterozoic glacial and gravitational sedimentation on a continental rifted margin: the Jequitaí-Macaúbas sequence (Minas Gerais, Brazil). J. S. Am. Earth Sci. 12, 435 – 451. WALKER, R.G. (1984). Turbidites and associated coarse clastic deposits. In: Walker, R.G. (Ed.), Facies Models, vol. vol. 1. Geosc. Can. Repr. Ser, pp. 171±188. YOUNG, G.M. (1992). Late Proterozoic stratigraphy and the Canada – Australia connection. Geology 20, 215 – 218. VAN LOON, A.J. (2008). Could 'Snowball Earth' have left thick glaciomarine deposits? Gondwana Research 14: 73-81
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O “THRUST BELT” RIACHÃO DO BACAMARTE- SUDESTE DA ZONA TRANSVERSAL, NE BRASIL 1
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Benjamim Bley de Brito Neves , Mario Campos da Costa Neto Edilton José dos Santos
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1
Universidade de São Paulo, e-mail:
[email protected] ;
[email protected]. CPRM-Serviço Geológico do Brasil – SUREG RECIFE, e-mail:
[email protected].
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1. LOCALIZAÇÃO GEOLÓGICA-GEOTECTÔNICA Na parte mais oriental do Terreno Alto Moxotó (TAM), este “ basement inlier” está drasticamente envolvido numa tectônica de compressão e encurtamento crustal, muito expressiva, com transporte tectônico dirigido para norte e noroeste, consoante ângulos de deslocamento baixos (< 45º, em geral). Isto ocorre por uma grande extensão longitudinal (de E-NE, Mari-PB- meridiano 35º 20´, para W-SW Sumé-Congo-PBmeridiano 37º 00), acima de 250km lineares. Este contexto situado no sudeste da Zona Transversal. Domínio central da Província Borborema, reúne uma assembleia de características geológico-estruturais típicas de um “thrust belt” (consoante a delineação e premissas expostas por Dewey et al., 1986 e Der Pluijm e Marshak, 2004, complementadas e exemplificadas por vários autores desde então). Caprichosamente, as melhores exposições destas rochas e estruturas (parte mais ao norte das mesmas), estão ao longo da BR-230, entre os km 40 e 140 (e vicinais), com ênfase às imediações das cidades de Itabaiana e de Riachão do Bacamarte (vide Brito Neves et al., 2001a, Brito Neves et al., 2001b., Santos et al., 2002). Além dos “road cuts” das BR -230, BR-104 e PB-05, há várias pedreiras na região, possibilitando excelentes exposições. Em trabalhos anteriores, esta conspícua faixa de dobramentos e falhamentos havia sido colocada no âmbito de um “fold belt” convencional, neoproterozoico (sob a égide de Sistema Pajeú -Paraíba, designação hoje obsoleta, a ser descartada). Mesmo porque, não foram encontrados os registros litológicos neoproterozoicos esperáveis nesta faixa móvel (apenas alguns raros granitoides).
2. CARACTERIZAÇÃO A composição e arquitetura deste “thrust belt” é variada e complexa. Destacam -se inicialmente: a) núcleos arqueanos (ortognaisses TTG e migmatitos), que foram retrabalhados assistematicamente em todos os ciclos posteriores, do paleo, meso e neoproterozoicos; b) ortognaisses diversos de geração em arcos magmáticos (TTG) dos ciclos do Riaciano (“Co mplexo Floresta”); c) supracrustais psamo-pelíticas de médio a alto grau, também do Riaciano, peraluminosas por excelência (“Grupo Sertânia”). Este con texto de embasamento foi ainda penetrado por rochas graníticas (tipo WPG) do limite estaretirano-calimiano) – numa fase pretérita de estabilidade- e depois retrabalhadas nos ciclos do Toniano e Brasiliano (mais efetivamente neste último ciclo). Sobrepõem, em espaço e tempo, este contexto três fases distintas de magmatismo basáltico; pósriaciano (diques e outros corpos máficos pós-riacianos), ediacaranos-cambrianos (enxame de diques) e terciários (“Bacia de Boa Vista”). Do Terciário ainda, se reconhece ainda a preservação de sedimentos psamíticos do “Gráben de Cariatá” (ENE-WSW), que se aproveitou em muito da reativação das estruturas rúpteis preexistentes (vide Bezerra et al., 2008) O contexto pré-cambriano cavalga e é dobrado com nítido transporte tectônico para norte e noroeste, com exemplos locais notáveis de inversão completa da coluna litoestratigráfica original. De fato, esta conjunção de falhamentos inversos de baixo ângulo (localmente há dobras recumbentes e nappes) progride no sentido acima apontado, até porções onde os terrenos arqueanos e paleoproterozoicos chegam a acavalar granitóides ediacaranos (ca. 582Ma, tipo VAG, como o plutão de “Serra Redonda”), nestes impingindo foliações de S e L tectonitos. Assim, com certeza, este sistema de empurrões (conduzindo rochas arqueanas e paleoproterozoicas em sua maioria) alcançou em tempo o ediacarano. Vide seções geológicas, Figura 1: A, B, C., vide fotografias, Figura 2, A – F.
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Este thrust-belt é interpretado como produto de uma colisão, seguinte à subducção que gerou o longilíneo arco magmático ediacarano situado mais ao norte, no trende Curral de Cima-PB, Conceição-PB e Bodocó-PE (no mínimo 700km de extensão, ENE-WSW) já discutido em outro trabalho. O traço que marca ao norte o sistema de empurrões apresenta-se em sua maior parte sinuoso, com alguns poucos segmentos retilíneos, idiano 35º 20´) e Sumé-Congo ( Mais para oeste, na Paraíba (principalmente para sudoeste, em Pernambuco), a situação do thrust belt não é clara ainda, tendo em vista a sobreposição de uma série de zonas de cisalhamento aproximadamente este-oeste, e mesmo pela falta de dados geológicos e estruturais em escala adequada. Fato é que, mais para oeste, parte central do TAM, em Pernambuco (a oeste do meridiano 37º W), há citações de transporte tectônico voltado para sul , consubstanciando uma diferença crucial de comportamento (não compreendido ainda), meta prioritária de próximas investigações. Na página seguinte estamos apresentando três seções geológico-estuturais (Figura 1A, 1B e 1C) representativas do “thurst belt” em sua porção mais oriental, assim como estamos apresentando algumas fotos (Figuras 2A, 2B, 2C, 2D, 2E, 2F) bastante representativos da estruturação ora proposta.
Figura 1A: Seção Mulungú – Itabaiana
Figura 1B: Seção Timbaúba – Alagoa Grande
Figura 1C: Campina Grande – Alcantil
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Figura 2A: na BR-230, ortognaisses protomilioníticos, sub-horizontais, lineação com “rake” elevado
Figura 2C: BR-230, “thrust sheet” de ortognaisses cavalgando (“thrust floor ” ressaltado) os granodioritos de Serra Redonda
Figura 2E: 4 Km ao Norte de Itabaiana (PB-05), dobra isoclinal deitada (D3) da foliação principal, envolvendo ortognaisses e anfibolitos
Figura 2B: panorâmica dos empurrões dirigidos para o Norte nos Gnaisses TTG. Intercalações anfibolíticas
Figura 2D: ao Sul de Queimadas (BR-104), Grupo Sertânia, com foliação sub-horizontal, trapaeado entre “thrusts” dos ortognaisses TTG (“Comp. Floresta”)
Figura 2F: dobra isoclinal recumbente da foliação principal, exibindo ortognaisses bandados laminados e cisalhados e segregações félsicas 154
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Bezerra, F. H. , Brito Neves, B. B. , Basrreto, A. M., Correia, S. C. B. , Suguiu, K. , 2008. Late Pleistocene tectonic – geomorphological development within a passive margin; the Cariatá Trough, northeastern Brazil. Geomorphology, 97: 555582. Brito Neves, B. B., Campos Neto, M. C. , Van Schmus, W. R. , Fernandes, T. M. G., Souza, S. L., 200a1. O Terreno Alto Moxotó no leste da Paraíba (“Maciço Caldas Brandão”). Revista Brasileira de Geociências, 31 : 185 -194. Brito Neves, B. B. , Campos Neto, M. C. , Van Schmus, W. R. , Santos, E. J., 2001b. O “Sistema Pajeú-Paraíba” e o “Maciço” São José do Campestre no Leste da Borborema.Revista Brasiliera de Geociências, 31: 173-184. Der Pluijm, B. V. A, Marshak, S., 2004. Earth Structure, 2nd. Edition, New York-London, W. W. Norton & Co., 656p. Dewey, J. , Hempton, M. R. , Saroglu, W. S. F. , Sengör, A. M. C. , 1986. Shortening of continental lithosphere: the Neotectonics of Eastern Anatolia – a young collision zone. In: Coward, M. P. & Ries, A. C. (ed.) : Colllision Tectonics, Geological Society Special Publication, n. 19, 3-36. Santos, E. J. , Ferrreira, C., Silva Junior, J. M. F., 2002. Mapa Geológico do Estado da Paraíba, Escala 1: 500.000. CPRMServiço Geológico do Brasil/ Governo do Estado da Paraíba.
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MAPEAMENTO EM ESCALA 1:25.000 DE PARTE DA QUADRÍCULA DE GUINDA, PORÇÃO MERIDIONAL DA SERRA DO ESPINHAÇO Autores: Andrade, V. R. 1; Vilela, R. B.1, Abreu, P. Q. de S.1, Lana, D. F.1 1
Universidade Federal de Minas Gerais; e-mail:
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INTRODUÇÃO O presente trabalho sintetiza os resultados, com enfoque na geologia estrutural e evolução tectônica, do mapeamento geológico em escala 1:25.000 de área de parte da quadrícula de Guinda, inserida na porção meridional da Serra do Espinhaço, a sudoeste de Diamantina, Minas Gerais. Esse mapeamento foi realizado no Centro de Geologia Eschwege do Instituto Casa da Glória da UFMG, localizado em Diamantina-MG, sendo a região notavelmente reconhecida na literatura pelo seu arcabouço estrutural. Com rochas de idade Arqueana a Neoproterozoica, a Serra do Espinhaço Meridional pode ser interpretada como uma feição orográfica gerada sob um orógeno característico de uma porção externa de um cinturão de cavalgamento com vergência para oeste e com sistema de zonas de cisalhamento e falhas de empurrão (Uhlein et al., 1986; Almeida Abreu & Pflug, 1994; Dussin & Dussin, 1995) (Figura 1). Seguindo os modelos de Scholl & Fogaça (1979), Fogaça et al. (1984) e Knauer (2007), as unidades litoestratigráficas aflorantes, da base para o topo, são: Grupo Costa Sena (Formação Barão de Guaicuí e Formação Bandeirinha), Supergrupo Espinhaço – Grupo Guinda (formações São João da Chapada, Sopa Brumadinho e Galho do Miguel).
Figura 1 - (A) Perfil estrutural conjugado da porção central da Serra do Espinhaço Meridional em MG. (B) Modelo do desenvolvimento do sistema de cavalgamentos do tipo duplexes da Serra do Espinhaço Meridional em Minas Gerais. Distância horizontal na direção leste-oeste de aproximadamente 50 km. Retirado de Silva (2011).
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Figura 2 - Mapa e perfil geológico da área
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Resultados O mapa e um perfil W-E estão apresentados na Figura 2. No terreno mapeado as rochas mergulham de modo geral para leste e os contatos são normais ou tectônicos, estes últimos evidenciados por inversões estratigráficas. Dentre as estruturas identificadas, destacam-se as superfícies de foliação (S1) e acamamento (S0). Localmente, a foliação principal S1 pode apresentar-se deformada gerando uma foliação S2. Essa foliação, nas rochas de menor competência gera uma foliação de crenulação, enquanto que nas rochas mais competentes, gera uma clivagem espaçada. Foram também identificadas lineações minerais do tipo down-dip, em cristais aciculares de cianita, nos xistos da Formação Barão de Guaicuí (Figura 3). As rochas sofreram metamorfismo de fácies xisto verde baixo.
Figura 3 - Cristais aciculares de cianita em cianita-muscovita-quartzo xisto em plano perpendicular a foliação. Como consequência da tectônica brasiliana, formaram-se falhas transcorrentes e de empurrão (Uhlein et al., 1995). As primeiras têm caráter rúptil e dúctil, direção NW-SE e movimento relativo variável. Já as falhas de empurrão, de caráter rúptil, formam rampas de atitude aproximada de 90/45. Esse dado, associado à lineação mineral, sugere movimento de massa de direção aproximada E-W. Dentre as estruturas que evidenciam uma geometria de falha do tipo rampa-patamar, tem-se uma klippe isolada e alóctone da Formação Barão de Guaicuí sobre o quartzito do nível C da Formação São João da Chapada (Figura 4). As estruturas de rampa-patamar tendem a se desenvolver sobre rochas de baixa competência que possibilitam um grande deslocamento da nappe.
Figura 4 - Contato entre quartzito Nível C da Formação São João da Chapada e klippe de xisto da Fomação Barão de Guaicuí, atitude do contato é 007/14, visada para SW.
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Associada às falhas de empurrão há uma rampa lateral da porção NE do mapa, estrutura esta evidenciada por uma deflexão da foliação do xisto, que localmente passa a ter caimento para S, causada por uma transcorrência em uma rampa lateral, definindo lineações oblíquas em relação aos planos de foliação, embora tais lineações continuem com a mesma atitude. Isso demonstra que o sentido de movimentação de massa permanece E-W. Essas estruturas de cavalgamento caracterizam uma "tectônica de casca fina", isto é, deslocamento de rochas supracrustais por de falhas reversas (Figura 5).
Figura 5 - Duplex preservado no quartzito do nível C da Formação São João da Chapada, observam-se também foliação do tipo plano axial, nas regiões em que a rocha sofre deformação por dobras; visada para N.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALMEIDA ABREU, P. A.; PFLUG, R. 1994. The geodynamic evolution of the southern Serra do Espinhaço, Minas Gerais, Brazil. Zbl. Geol. Paläont, v. 1, n. 2, p. 21-44. DUSSIN, I. A. & DUSSIN, T. M. 1995. Supergrupo Espinhaço: Modelo de evolução geodinâmica. GEONOMOS 3(1): 19-26, B. Horizonte. UHLEIN, A.; TROMPETTE, R.; SILVA, M. E. da. 1986. Estruturação tectônica do Supergrupo Espinhaço na região de Diamantina (MG). Revista Brasileira de Geociências, v. 16, n. 2, p. 212216. FOGAÇA, A., ALMEIDA ABREU P. A. & SCHORSCHER. H. 1984. Estratigrafia da Sequência Supracrustal Arqueana na Porção Mediana-Central da Serra do Espinhaço, Minas Gerais. Anais do Congresso Brasileiro de Geologia, Volume XXXIII, pp. 2654-2667. SCHOLL, W. &. FOGAÇA, A. 1979. Estratigrafia da Serra do Espinhaço na Região de Diamantina. Simpósio de Geologia de Minas Gerais, Volume I, pp. 55 -73. SILVA, R. R. D. 2011. O sistema de cavalgamentos do tipo duplex Neoproterozoico da Serra do Espinhaço, Minas Gerais. Revista Brasileira de Geociências, 41(2), 157-169. KNAUER, L. G. 2007. O Supergrupo Espinhaço em Minas Gerais: considerações sobr e sua estratigrafia e seu arranjo Estrutural. Geonomos, I(15), pp. 81-90. UHLEIN, A.; TROMPETTE, R.; SILVA, M. E. da. 1995 . Rifteamentos superpostos e tectônica de inversão na borda sudeste do Cráton do São Francisco. Geonomos, 3: 99-107.
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XVI SIMP SIO NACIONAL DE ESTUDOS TECT NICOS X INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON TECTONICS 22 a 24 de maio de 2017 | Salvador - BA - Brasil
DELIMITAÇÃO DE ÁREAS CRATÔNICAS A PARTIR DA TERMOCRONOLOGIA POR TRAÇOS DE FISSÃO EM APATITAS: O CASO DOS CRÁTONS RIO DE LA PLATA, LUÍZ ALVES E SÃO FRANCISCO Andréa Ritter Jelinek 1, Christie Heloise Engelman de Oliveira 2 1
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UFRGS, e-mail:
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1. INTRODUÇÃO Há mais de duas décadas, a evolução da história termotectônica da margem continental brasileira vem sendo estudada através da técnica de termocronologia por traços de fissão em apatitas (TFA). O método termocronológico de baixa temperatura TFA é utilizado para determinar histórias térmicas da crosta superior terrestre ao longo do tempo (i.e., <150 °C em escalas de tempo de 1-500 Ma) e tem sido amplamente utilizado para entender o desenvolvimento de margens tipo rifte, quantificar taxas de exumação e denudação e fornecer idades e taxas de movimentação ao longo de falhas e zonas de cisalhamento. Neste trabalho, é apresentada uma integração dos dados TFA disponíveis para a margem continental brasileira. Os dados foram interpretados no contexto de tectônica regional, resultando em uma história termotectônica da margem continental brasileira para temperaturas abaixo de ~120 °C, em que os dados indicam que as idades de resfriamento TFA estão relacionadas aos eventos pré-, sin- e pós-rifte. Através do uso de uma plataforma de Sistema de Informação Geográfica e modelamento de dados mostramos como grandes conjuntos de dados regionais podem ser apresentados de maneira que seus padrões de variação possam ser facilmente compreendidos. A margem continental brasileira denota estruturas geomorfológicas moldadas durante vários episódios de atividade tectônica iniciados no Neoproterozoico, sendo sua topografia e relevo atuais semelhantes em muitos aspectos àqueles de outras margens continentais tipo rifte ao redor do globo terrestre. Ela faz parte do sistema de riftes do Atlântico Sul, originado pela separação do Gondwana Ocidental no Cretaceo Inferior, cuja abertura iniciou-se no sul e propagou-se ao norte ao longo de reativações tectônicas de antigos lineamentos. A natureza da margem influenciou o desenvolvimento das bacias sedimentares offshore e das bacias intracontinentais, sendo que os sistemas de rifte Mesozoico-Cenozoico paralelos à costa estão presentes também offshore. A separação do paleocontinente em ~130 Ma foi afetada por rifteamento generalizado e pelo vulcanismo da Província Paraná-Etendeka. A atividade vulcânica relacionada à pluma causou a subida da crosta, incluindo a exposição do embasamento Pré-Cambriano, seguido de erosão e deposição.
2. GEOMORFOLOGIA E GEOLOGIA 2.1. Contexto Geomorfológico A área de estudo abrange a margem continental brasileira entre 8° e 21°S (Fig. 1). A margem nordesteleste não exibe elevação tão alta perto do litoral, mas é caracterizada por dois platôs costeiros, o Planalto de Borborema a nordeste e o Planalto da Conquista-Jequitinhonha a leste, que sobem da planície costeira a elevação de ~ 1200 m e 400-800 m, respectivamente. Um terceiro platô, a Chapada Diamantina, está localizado no interior e é caracterizada por uma superfície de baixo relevo com altitudes de ~ 1500-2000 m. A Chapada Diamantina é delimitada a leste por uma escarpa conspícua, de orientação norte-sul, localizada a 300-400 km no interior e incisa pelas cabeceiras dos rios Itapicurú e Jacuípe-Paraguaçu. Estes três planaltos cercam uma área de baixa altitude ampla conhecida como Depressão Sertaneja. Na margem sudeste, a área de estudo engloba a Serra da Mantiqueira, a escarpa da margem tipo rifte é mais claramente expressa e se caracteriza por alto relevo topográfico localizado próximo ao litoral, com 160
elevações que chegam a 2000 m (Serra do Mar e Serra da Mantiqueira). A divisão de drenagem e o alinhamento das serras são subparalelas à atual linha de costa. A margem sul é caracterizada por uma topografia relativamente baixa e uma grande planície
costeira, não apresentando características morfológicas de margem continental passiva. 2.2. Contexto Geológico e Geotectônico As rochas do embasamento revelam uma segmentação ao longo da margem continental brasileira que reflete diferentes províncias estruturais, diferenciadas com base na natureza do embasamento cristalino e da cobertura sedimentar. A Província da Mantiqueira, situada ao longo da parte sul e sudeste da costa atlântica, ocupa a maior parte da margem, desde o estado do Rio Grande do Sul até parte do estado da Bahia, e é afetada principalmente pelo Ciclo Brasiliano. Estão presentes o Cráton de Luiz Alves e Cinturão Ribeira na região sudeste, e o Cráton do Rio de La Plata e Cinturão Dom Feliciano na região sul. O cráton São Francisco cobre quase todo o estado da Bahia e grande parte do estado de Minas Gerais, e é caracterizado por uma vasta planície interna e alguns platôs com elevações entre 500 e 1000 m na parte centroleste. É constituído por rochas intensamente deformadas e metamorfizadas de idade Arqueana a Paleoproterozoica, sobrepostas pelos sedimentos plataformais Meso- e Neoproterozoicos dos supergrupos de Espinhaço e São Francisco e limitado por cinturões de dobramento Brasilianos Neoproterozoicos desenvolvidos durante as orogenias colisionais que resultaram na formação do Gondwana Ocidental. A Província da Borborema, localizada na margem nordeste brasileira, foi afetada intensamente pelo Ciclo Brasiliano e é subdividida em três sub-províncias: sul, Zona transversal (Central) e norte, limitadas pelos importantes lineamentos brasilianos de Patos e Pernambuco. A província é coberta a oeste por rochas sedimentares Fanerozoicas e vulcânicas da Bacia do Parnaíba, e ao norte e leste por depósitos costeiros MesoCenozoicos. 3. TERMOCRONOLOGIA POR TRAÇOS DE FISSÃO EM APATITA 3.1. O método O método TFA baseia-se no fenômeno de que a fissão espontânea dos átomos de 238U contido no retículo cristalino da apatita causa danos a este retículo (traços de fissão). Estes traços se formam a uma taxa constante, determinada pela constante de decaimento da fissão espontânea do 238U. O número de traços presentes num dado cristal de apatita depende da concentração de urânio e do tempo que este traços demoraram a acumular-se. Através da contagem do número de traços que interceptam a superfície interna do cristal e do seu conteúdo de urânio, a idade traços de fissão pode ser calculada. A temperatura afeta significativamente a quantidade e o comprimento dos traços de fissão. Quando os traços são submetidos a temperaturas superiores àquelas de bloqueio para um dado termocronômetro, >60 °C no caso do TFA, os traços sofrem encurtamento e redução na densidade, processo este chamado de annealing . Portanto, os dados de comprimento dos traços de fissão fornecem informações sobre as variações de temperatura experimentadas pela rocha hospedeira, enquanto que a idade traços de fissão fornece informações sobre a duração dessas variações. A um elevado nível de annealing , acima de ~120 °C durante escalas de tempo geológico, todos os traços são apagados e os seus comprimentos e idade traços de fissão são reduzidos a zero. Trabalhos que sintetizam o método podem ser consultados para obter maiores detalhes, tais como Donelick et al . (2005) e Jelinek et al . (2010). 3.2. Dados existententes A base de dados utilizada foi constituída por uma série de dados publicados nas últimas duas décadas por diferentes autores e sintetizada nos trabalhos de Jelinek et al. (2014), Oliveira et al. (2016) e Oliveira & Jelinek (submetido), resultando em um total de 742 amostras com idades TFA e 592 comprimentos médios de traços (Fig. 1). As altitudes registradas para cada amostra e os eventos termotectônicos obtidos em cada trabalho também foram utilizados no banco de dados para posterior correlação e interpretação. As idades TFA da margem continental brasileira variam de ~385 a ~10 Ma (Fig. 1) e todas são consideravelmente mais jovens do que a idade de cristalização ou metamorfismo das rochas hospedeiras, 161
indicando que foram expostas a temperaturas elevadas no passado e que muitas experimentaram temperaturas acima 120 °C, ocorrendo o total annealing das idades. As idades TFA próximas à costa atual do sudeste e nordeste brasileiro são relativamente jovens (20-100 Ma) e consideravelmente mais jovens do que a idade da separação entre América do Sul e África. As idades TFA mais antigas do que a idade de ruptura do SW Gondwana (~195 Ma) ocorrem somente nas partes interiores da margem continental, no extremo sul da Província Mantiqueira (estado do Rio Grande do Sul), e no leste do cráton São Francisco. Os dados TFA mostram que o desenvolvimento pós Ciclo Brasiliano da margem brasileira foi caracterizado por pelo menos três eventos de resfriamento acelerado: Cretaceo Inferior, Cretaceo Superior e Paleógeno-Neógeno. Somente a porção sul da Província Mantiqueira e o cráton São Francisco registram eventos de resfriamento mais antigos desde o Ordoviciano e o Permiano, respectivamente, que afetaram de modo variado diferentes partes dessas províncias.
Figura 1: Mapa Geotectônico e respectivas idades TFA dos dados publicados na margem continental brasileira (modificado de Oliveira & Jelinek, sub.) Os dados da região sudeste do Brasil também apresentam idades significativamente mais jovens do que a idade do rifteamento que levou à formação da margem continental. Para a maior parte da margem, e por grande parte dos autores relacionados, o resfriamento relativamente rápido durante o P aleógeno-Neógeno é interpretado como resultado de episódios de aumento nas taxas de denudação relacionados à formação e reativação de blocos de falha de alto ângulo que se moveram em resposta às tensões intraplaca. Os episódios de denudação também são contemporâneos à deposição de rochas sedimentares clásticas nas bacias da margem sudeste brasileira. 162
Ao contrário da margem sudeste, a margem nordeste, na região do cráton São Francisco, registra idades TFA mais antigas e um episódio de resfriamento durante o Permiano e Jurássico Inferior, reflexo da Orogenia Gondwanide (Jelinek et al ., 2014). As idades TFA da Província Borborema são claramente mais jovens que as idades do cráton São Francisco, sendo que a maior parte é relacionada ao evento de resfriamento do Cretaceo (Fig. 8), correspondente à abertura do Oceano Atlântico Sul. Na margem extremo sul da Província Mantiqueira (estado do Rio Grande do Sul), as antigas idades TFA estão localizadas na região do Cráton do Rio de La Plata e relacionadas ao resfriamento contínuo e relativamente lento durante o Paleozoico (Ordoviciano ao Permiano), e refletem o possível soerguimento da área em resposta à colisão entre o terreno Precordillera e o cráton Rio de la Plata, na margem oeste do Gondwana Ocidental durante as orogenias Famatiniana e Gondwanide (Oliveira et al ., 2016).
4. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES Os dados TFA discutidos por diferentes autores ao longo dos anos e integrados neste trabalho, permitiram estabelecer um modelo de história termotectônica para a margem continental brasileira, que é complexo e reflete controles litológicos e estruturais. As idades TFA variam de ~385-10 Ma e todas são consideravelmente mais jovens do que a idade de cristalização ou metamorfismo de suas rochas hospedeiras. A presença de um grande número de amostras com idades entre 135 e 66 Ma é relacionada à separação continental e subsequente magmatismo e reativações tectônicas do Cretaceo Superior ao Paleógeno. A área sul da Província Mantiqueira, correspondente ao crátons do Rio de La Plata, e o cráton São Francisco apresentam as idades mais antigas e, portanto, registram os eventos de resfriamento mais antigos, desde o Ordoviciano e o Permiano, respectivamente, que afetaram de modo variado diferentes partes destas províncias e refletem as orogenias Famatiniana e Gondwanide. A partir deste trabalho tornou-se evidente que as idades mais antigas estão diretamente relacionadas às área cratônicas e que a técnica de análise por traços de fissão em apatita é extremamente eficiente para auxiliar a delimitação de áreas cratônicas em uma escala continental. Áreas cratônicas são cobertas por diversas sequências sedimentares Fanerozóicas, que tornam difícil traçar os contornos do embasamento. Desta forma, pretende-se em futuros trabalhos testar a técnica em escalas menores, adensando o número de análises principalmente nos cratóns de Luiz Alves e Rio de La Plata, com a finalidade de aperfeiçoar os limites dos mesmos.
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS DONELICK , R.A., O’SULLIVAN, P.B. & KETCHAM, R.A. (2005). Apatite Fission-Track Analysis. In: Reiners, P.W., Ehlers, T.A. (Ed.). Low-Temperature Thermochronology: Techniques, Interpretations, and Applications . Washington: Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy and Geochemistry, v. 58, p. 49 -94. JELINEK, A.R., CHEMALE, F., VAN DER BEEK, P.A., GUADAGNIN, F., CUPERTINO, J.A. & VIANA, A. (2014). Denudation history and landscape evolution of the northern East-Brazilian continental margin from apatite fission-track thermochronology. Journal of South American Earth Sciences , 54: 158-181. JELINEK, A.R., GOMES, C.H., DIAS, A.N.C., GUADAGNIN, F., CHEMALE, F.Jr. & SOUZA, I.A. (2010). Termocronologia aplicada às Geociências: análise por traços de fissão. Pesquisas em Geociências , 37 (3): 191-203. OLIVEIRA, C.H.E., JELINEK, A.R., CHEMALE, F. & BERNET, M. (2016). Evidence of post-Gondwana breakup in Southern Brazilian Shield: Insights from apatite and zircon fission track thermochronology. Tectonophysics, 666: 173-187. OLIVEIRA, C.H.E. & JELINEK, A.R. (Sub.). História termotectônica da margem continental brasileira a partir de dados de traços de fissão em apatita. Pesquisas em Geociências.
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OS INÉDITOS KOMATIÍTOS DO G R E E N ST ON E B E L T MUNDO NOVO: PETROGRAFIA, LITOGEOQUÍMICA E AMBIENTE TECTÔNICO Ricardo Ramos Spreafico1,2, Johildo Salomão Figueiredo Barbosa1,2, Antônio Marcos de Moraes1 1
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Companhia Baiana de Pesquisa Mineral, e-mail:
[email protected] Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, e-mail:
[email protected]
1. INTRODUÇÃO A sequência vulcano-sedimentar de Mundo Novo na Bahia, definida com ressalvas por Mascarenhas e Silva (1994) como Greenstone Belt Mundo Novo (GBMN), atrai interesses desde a década de 80, devido à sua arquitetura lito-estratigráfica e à ocorrência de metais base. Apesar da definição por esses autores como um greenstone belt , atributos fundamentais não foram totalmente definidos como a ausência de komatiítos. Assim a recente descoberta e a caracterização dos metakomatiítos apresentadas neste trabalho preenchem significativamente essas lacunas do conhecimento geológico relativo ao GBMN e à compreensão dos terrenos do tipo greenstone belt do Cráton São Francisco. Os metakomatiítos formam a base da Unidade Vulcânica Máfica-Ultramáfica do GBMN e ocorrem de forma autóctone em afloramentos e em interseções de furos de sondagem realizados pela CBPM-Companhia Baiana de Pesquisa Mineral a nordeste da cidade de Piritiba-Bahia. 2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO O GBMN está localizado na porção centro-norte do Estado da Bahia em uma faixa que se estende por aproximadamente 100 km desde a cidade de Ruy Barbosa, no seu extremo sul, até a cidade de Miguel Calmon, no seu extremo norte, e possui em média 20 km de largura (Figura 1). O acesso ao GBMN, a partir de Salvador, é feito pelas rodovias BR-324 (Salvador-Feira) e BR-052 (Feira de Santana-Mundo Novo).
Figura 1. Localização e acesso ao Greenstone Belt Mundo Novo. 3. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL O GBMN é formado por rochas metavulcano-sedimentares de idade arqueana, ou seja 3.305 ± 9 Ma (U-Pb, SHRIMP I) (Peucat et al ., 2002), e 3.302 ± 20 Ma (U-Pb, LA-ICP-MS) (Zincone et al . 2016), ambas encontradas em zircões de metariolitos da Unidade Vulcânica Félsica. O GBMN está delimitado a oeste por rochas ortognáissicas do tipo TTG do Bloco Gavião, com idades de 3,4 Ga (Mougeot, 1996), e a leste, por gnaisses arqueanos do Complexo Mairi (Peucat et al ., 2002). Mascarenhas e Silva (1994) e Souza et al . (2002) definiram a área como um greenstone belt , devido à ocorrência de rochas máficas toleíticas, félsicas calcialcalinas e sedimentares químico-exalativas, associadas a terrenos TTG's. Porém, não foram identificados komatiítos com textura spinifex. Idades de 2.080 ± 18 Ma (U-Pb) de um leucogranito ao norte
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do GBMN e de 2.053 ± 22 Ma (U-Pb) de paragnaisses a sudeste de Mundo Novo (Leite, 2002) corresponderiam a um evento tectono-termal paleoproterozóico que também atingiu o GBMN. Os litotipos do GBMN estão metamorfizados nas fácies xisto-verde e anfibolito baixo. Souza et al . (2002) admitiram processo de deformação que gerou padrões de interferência em domos, bacias e bumerangues seguidos por um processo final marcado por zonas de cisalhamento transpressivas sinistrais.
4. CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA DOS METAKOMATIÍTOS De uma forma geral, os metakomatiítos do GBMN possuem textura blasto- spinifex, granulação fina, são verde claros, foliados e não magnéticos (Figura 2a). Os cristais de olivina, aciculares e prismáticos, com dimensão de 0,5 mm, foram alterados para antofilita e tremolita (Figura 2b). A origem da antofilita pode ser explicada por ação hidrotermal e da tremolita, possivelmente por processo metamórfico-hidrotermal. A matriz é talcífera e de granulação muito fina. Ocorrem ainda opacos dispersos nas amostras. Antofilita e tremolita constituem 80% e a matriz talcífera constitui 20% das amostras analisadas.
Figura 2. a) Amostra de mão do metakomatiíto do GBMN. b) Fotomicrografia (luz polarizada) da paragênese mineral e da textura spinifex dos metakomatiítos do GBMN. Tl - Talco, Trem - Tremolita, Ath Antofilita. 5. CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA DOS METAKOMATIÍTOS Estes metakomatiítos são peridotíticos, com concentrações de MgO em torno de 24,0% (Figura 3a). Os padrões geoquímicos dos ETR's são enriquecido em ETR's leves, que se assemelham aos padrões de amostras de komatiítos do Grupo Onverwacht, Greenstone Belt Barberton, África do Sul (Jahn et al . 1982) (Figura 3b). Entretanto são discordantes dos padrões de ETR's dos komatiítos do Greenstone Belt Abitibi, Canadá (Fan e Kerrich, 1997), e dos komatiítos dos Greenstone Belts do Grupo Sargur, Índia (Jayananda et al . 2008), cujos padrões são planares (Figura 3c). Valores altos para as razões CaO/Al 2O3 dos metakomatiítos do GBMN, situados entre 1,1 e 2,6, permitem classificá-los como Al-depletados. Em adição, valores altos da razão (Gd/Yb) N, entre 1,09 e 1,61, indicam que o magma komatiítico foi gerado por fusão parcial a altas pressões e que a granada permaneceu no resíduo durante o processo de fusão (Figura 3d). A ocorrência de granada na fonte implica em derivação de magmas komatiíticos em níveis mais profundos do manto superior, a uma profundidade de aproximadamente 400 km (Jayananda et al . 2008). Os valores baixos de Nb, Ti e da razão Ti/Zr, além do enriquecimento em U e Th, podem significar possível enriquecimento crustal dos metakomatiítos do GBMN, relacionado a alterações posteriores, sejam elas hidrotermais ou metamórficas (Figura 3e). Por sua vez, é possível que eventos metassomáticos tenham ocorrido na fonte mantélica, ocasionados pela entrada de fluidos magmáticos ricos em ETR's leves e que resultou em um manto heterogêneo, conforme sugerido por Jahn et al . (1982) para os processos formadores dos komatiítos do Grupo Onverwacht. O processo de formação de um manto heterogêneo também explicaria o empobrecimento em Nb e Ti observado para os metakomatiítos em questão (Figura 3f).
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